O procesach sylifikacji w karpackich utworach fliszowych
Abstract
La silification dans le flysch Karpatique
Dans ses observations stratigraphiques sur les Karpates de Skole, K. Tołwiński (1) relève l’existence d’un certain rythme danslecontenu du carbonate de calcium et la silice, rythme qui est le trait caractéristique des formations du Flysch de cette contrée. Ce rythme consiste dans l’alternance, constatée dans le Flysch, des complexes de ces roches riches en carbonate de calcium ou en silice. C’est ce que démontre le tableau suivant dressé par M. K. Tołwiński. Pareil rythme alternatif dans le contenu du carbonate de calcium et de la silice se rencontre également dans d’autres régions des Karpates. La présence du carbonate de calcium est conséquente à la sédimentation des débris calcaires d’origine organique qui, dans les Karpates de Flysch, ne constituent qu’assez rarement des couches indépendantes de calcaires et de marnes (calcaires de Cieszyn, calcaires de Pasieczna, marnes sous-menilitiques à la base des schistes ménilitiques), et qui ne concourent guère qu’à la formation du ciment calcaire. À coté cependant du carbonate de calcium, on constate également et sans un doute possible la présence du calcaire temgénique qui est l’élément essentiel du Flysch karpatique. Il provient du coûti plus anciennes. La présence en lui de galets de calcaire de Stramberg et de calcaires plus anciens que l’on rencontre parmi les «exotiques» et dans matériel à gros grains des conglomérats du Flysch, militent en faveur d’une telle origine. La genèse des couches du Flysch riches en silice est par contre beaucoup plus difficile à éclaircir. En effet, la présence de silice, la façon dont elle est repartie et façonnée, dépendent de facteurs très variés. L’origine de la silice varie suivant qu’elle forme des couches de silex et de quartzites, le ciment de grès, ou suivant qu’elle agit simultanément pendant la régénération des grains de quartz dans les grès, L’origine organogénique de la silice dans certaines séries de roches du Flysch est un fait: a) Ainsi on a constaté l’existence d’horizons à radiolarites dans la zone des séries de schistes de Spas Sujkowski et Różycki (2), Sujkowski (3), zone reliée aux couches de Wierzowice dans les environs de Dobromil. Dans le Crétacé silesien des Beskides occidentales, M. M. Książkiewicz, M-lle J. Burtan et M. S. Sokołowski (4) ont repéré des radiolarites à la base du grès de Godula. Les horizons à radiolarites apparaissent parmi les schistes bigarrés et forment des couches silicieuses de couleur noire ou gris-foncé, verdâtre et rouge. Les radiolarites reposent sur les schistes noirs bitumiques comme par ex. à Spas, ou bien sur les bancs du toit du quartzite de Lgota, stratifiés de schistes (Beskides occidentales). La série des radiolarites de Spas dans la direction du toit se mue en schistes rouges et verts avec des concrétions manganifères et en calcaires silifiés. Les minces couches de radiolarites d’une épaisseur de 4 à 7 cm sont séparées par de minces intercalations d’argiles bigarrés. Sous microscope, on relève la présence de radiolaires sphériques au diamètre de 0,06 à 0,25 mm et de leurs spicules détachées. Les squelettes des radiolaires, tout comme le fond rocheux sont faits de chalcedoine fibreux. La roche a une lamination microscopique, dû à la disposition des petits squelettes et à la répartition de la matière colorante. b) Les roches qui, grâce aux spicules d’éponges siliceuses (spongiolites) qu’elles contiennent, sont riches en silice étaient connues sous le nom de silex de Mikuszowice (W. Szajnocha). D’après M. Książkiewicz (7) elles constituent le faciès qui se developpe dans le toit des couches de Lgota. Elles se composent de silex bleuâtres et de grès striés d’une épaisseur de 4 à 40 cm, alternant avec les schistes gris-foncés ou noirs. Les recherches microscopiques de Zbigniew Sujkowski (6) ont attesté en elles la présence d’une quantité considérable de spicules d’éponges que W. Szajnocha et T. Wi śniewski avaient déjà aperçues. Les spicules aux dimensions de 1 mm, conservent rarement la position conséquente à la constitution du squelette spongieux, elles sont en général éparses et, dans la plupart des cas, ne sont généralement point fracturées. À côté des spicules, M. Sujkowski a vu des Foraminifères très bien conservés quoique complètement silicifiés, fixés dans le ciment qui n’est que du chalcedoine fibreux. Les substances argileuses et les quelques grains de glauconie que l’on trouve à coté d’une infime quantité de quartz détrifique n’apparaissent guère que dans les parties extérieures des silex. c) Les couches de gaises, découvertes par M. Książkiewic z au dessus des schistes de Wierzowice dans les environs de Lanckorona et qui sont l’équivalent du faciès sablonno-siliceux des couches de Lgota, appartiennent aux roches dans la composition desquelles entrent indubitablement des spicules d’éponges. Ce sont des roches poreuses, légères, blanchâtres ou jaune-claires. Sous microscope on peut observer, à , со té du quartz détritique, de nombreuses picules, en général façonnés mécaniquement. Le ciment des gaises est composé de chalcedonie et d’opale. d) Les silex forment un groupe à part de roches siliceuses, qui apparaissent dans toute l’étendue des Karpates à la base des schistes ménilitiques, où elles forment un ensemble compact d’une épaisseur qui varie. Ces silex sont toujours accolés, à la base, à une couche de marne compacte, de quelques mètres d’épaisseur, foncée qui devient blanche au cours de la décomposition en surface. Du point de vue macroscopique les silex diffèrent des radiolarites et des spongiolites par leur teinte brune, très caractéristique, aux nuances diverses, ainsi que par leur rubéfaction parfois très délicate qui consiste dans l’alternance des couches brun-foncé et blanches. Cette rubéfaction apparaît à la surface des silex soumise à l’action destructire des facteurs atmosphériques; elle dépend donc de la structuve stratifiée des silex en apparance homogènes. Les silex rubannés accusent également une stratification nettement divisible. On trouve aussi des couches et des concrétions de silex qui ne sont ni divisibles ni rubannées par suite de la décomposition. Elles sont brun-clair et, dans les morceaux peu épais, elles sont trasparentes comme les silex jurasiques. Quelquefois aussi on rencontre de minces couches vitreuses, blanche ou jaune-clair, à l’aspect d’opale (Gaweł, 8). L’image microscopique des silex transparents brun-clair présente la structure du chalcedoine aux grains extrêmement fins. Le chalcedoine fibreux comble seulement les veinules qui cicatrisent les fissures dans le silex ainsi que certains vides, peu nombreux et très petits, qui sont dûs à des formations d’origine probablement organique (sphérolites). Les silex brun-foncé doivent leur coloration à la substance bitumique dont les bandes allongées, parallèlement disposées, sont nettement visibles sous microscope dans les coupes perpendiculaires à la stratification. Dans les silex rubannés on observe, sur le fond du chalcedoine, de minces intercalations de substance argileuse aux propriétés optiques du kaolin (les coefficients de la réfringence sont bas). Dans la masse compacte du chalcedoine, l’eau, au cours de la décomposition, n’a pu pénétrer que le long de ces intercaltations argileuses, partant, ce n’est que là que s’est produit le lessivage des matières bitumineuses, ce qui, en fin de compte, a causé la rubéfaction. Les débris organiques à la forme de coupes sphériques et rectangulares ne s’observent que dans la variété blanche et vitreuse à l’aspect d’opale. Et de fait, cette variété apparaît, sous microscope, complètement composée de silice amorphe. Les débris organiques qui se trouvent dans la masse amorphe sont, pour la plupart aussi, composés d’opale, bien que plusieurs d’entre eux soient composés de masse de chalcédoine au grain très fin. Leurs formes sont sphériques ou rectangulaires; souvent ce sont les coupes recourbées d’organismes malaisés à déterminer vu les changements diagénétiques considérables qui ont eu lieu pendant la consolidation de la roche. Elles peuvent être ces diatomées dont la présence dans les schistes ménilitiques de diverses régions karpatiques a été plus d’une fois mentionnée. En dehors des horizons sus-mentionnés, à la composition desquels ont pris part les organismes à squelette siliceux, il existe encore, dans le Flysch, des roches secondairement silicifiées et dont l’origine organique de la silice ne peut être établie. Parmi les couches à Hiéroglyphes de l’Eocène il y a p. ex. des quartzites qui, soumis à l’analyse microscopique par le professeur Kreutz se sont accusés des grès à ciment de chalcedoine (Compte-Rendus de la Comission Physiographique de l’Académie Polonaise des Sciences 1922, t. 55/56, p. VII). Ce ciment à la forme de fibres de chalcedoine est le produit de la silice amenée là secondairement. Les «quartzites» de l’Eocène, à l’aspect de grès compacts à petits grains et vitreux, forment des intercalations de 1 à 1,5 dem d’épaisseur qui alternent avec les argiles verts et rouges, dont les couches ont à peu près la même épaisseur. L’examen d’une certaine quantité de plaques minces de ces roches nous apprend que le matériel terrigénique, surtout composé de quartz et de quelques rares grains d’ortoclase et d’albite, est cimenté par le chalcedoine à petits grains ou fibreux, ainsi que, en partie, par la silice amorphe. Dans certaines parties de ces roches on aperçoit, dans les plaques minces, le carbonate de calcium qui constitue le ciment; dans d’autres le ciment calcaire éliminé par le chalcedoine ne s’est conservé que sous la forme de menus débris. Le phénomène du remplacement du carbonate de calcium par la silice apparaît encore nettement dans les grès qui se trouvent dans la partie supérieure des couches à Hiéroglyphes. Les intercalations, compactes et étroites de la roche au milieu des argiles verts, trahissent sous microscope leur caractère pétrographique primitif. C’était en effet des calcaires additionnés de matériel clastique > (environ 10%), dans lesquels le carbonate de calcium a été remplacé, en certains endroits partiellement, dans d’autres complètement, par le chalcedoine et la silice amorphe. Les parties silicifiées offrent, dans la coupe fraîche, l’aspect de raies vitreuses, plus ou moins parallèles à la stratification et aux fissures transversales. Notons que la silification embrasse la partie supérieure et moyenne de la couche, tandis que, dans la partie inférieure (lorsqu’on s’oriente d’après les hiéroglyphes) le ciment calcaire est conservé ou tout au moins le fond calcaire rocheux. Dans le calcaire d’une telle couche, on observe sous microscope force débris de squelettes calcaires à la forme de coquilles de Foraminifères qu’on ne saurait davantage préciser et de spicules allongées avec des canaux à l’intérieur. En certains cas, la substance calcaire d’une partie d’une spicule de ce genre a été éliminée par le chalcedoine fibreux ou à petits grains. Cette partie ne diffère pas alors des organismes de forme et de composition similaires que l’on rencontre dans des parties entièrement siliceuses. Les observations microscopiques de ce genre prouvent d’une manière irréfutable, que dans la couche déjà développée du sédiment, le processus de la silification s’est effectué par une marche de haut en bas. L’absence de débris siliceux organiques oblige à rechercher l’origine de la silice au delà de la couche silicifiée. Soulignons néamoins que les couches silicifiées sont séparées entre elles par des intercalations d’argiles et de schistes, dans lesquelles la diffusion des solutions de la silice est extrêmement difficile. Il faut donc chercher la genèse de la silice, nécessaire à la silification, au début de la période de sédimentation de ces intercalations et argiles. Un autre fait encore autorise à émettre semblable opinion. En effet, toutes les couches, tant silicifiées que celles qui sont composées de sédiments des débris d’organismes siliceux, auxquels on a jusqu’ici fait allusion sont, sans être très épaisses (puisqu’elles ont en moyenne jusqu’à 2 dem) toujours séparées entre elles par des intercalations argileuses à peu près de la même épaisseur. Il faut donc compléter le tableau dressé par M. K. Tołwiński pour les Karpates orientales, par un scheme dans lequel les complexes de couches siliceuses sont étroitement liés avec les intercalations argileuses non calcaires qui apparaissent en eux. On peut également reporter le même scheme aux couches de Lgota des silex de Mikuszowice, connues dans les Karpates occidentales. Celles-ci forment une série d’argiles marneux souvent bigarrés (verts et noirs) dans lesquels alternent entre elles d’étroites couches de spongiolites, de silex bleuâtres et de grès silicifiés, souvent rubannés. Ainsi, par exemple, l’une des couches de grès (10) de l’horizon supérieur des couches de Lgota, est une roche granuleuse à ciment calcaire et siliceux. La répartition des deux genres du ciment produit la stratification parallèle aux couches; à noter que le ciment calcitique à gros grains est conservé dans des bandes moins épaisses et de couleur plus claire. Dans les parties de la roche à ciment siliceux, d’ordinaire amorphe, apparaissent également de plus ou moins grands restes de ciment calcaire. Dans le ciment siliceux, on aperçoit encore des contaminations «argileuses» et des infiltrations ferrugineuses qui sont la raison des bandes plus foncées, visibles même à l’oeil nu. La rubéfaction peut résulter de, la sédimentation par fraction de ces substances. Ces contaminations ont cependant pu se produire aussi au cours de l’élimination du carbonate de calcium par la silice. Les restes organiques font défaut presque complètement. Il faut donc admettre que, pour cette couche silicifiée, la source de la silice se trouve en dehors de la couche; quant au processus lui-même de la silification, il échoit à l’époque de la formation de la couche d’argile superposée. Cette description ainsi que l’étude des rapports pétrographiques et géologiques du Flysch Karpatique permettent deux conclusions : 1. Dans les séries de roches sédimentaires, riches en silice, à coté des formations d’origine organogénique, on trouve aussi des formations sans aucun doute secondairement silicifiées. 2. Les séries de roches, composées de silice, sont toujours accompagnées de schistes argileux, caractérisés par l’absence de carbonate de calcium, et développés sous forme d’intercalations entre les couches siliceuses. L’hypothèse de l’existence d’un rapport causal quelconque entre l’alternance des argiles sans carbonate de calcium et les formations riches en silice trouve confirmation dans les observations microscopiques, exécutées sur les couches où la répartition de la silice secondaire indique nettement la migration de celle-ci du toit de la couche vers sa base. Comme la surface supérieure de la couche silicifiée est couverte d ’une couche d’argile, il faut plutôt admettre pour l’origine de la silice, le fait lui-même de la déposition du sédiment argileux: La formation de solutions de la silice nécessaires à la silification des roches sédimentaires est liée par certains, tels Braun, Bischoff, Endel, au processus de la décomposition des roches volcaniques qui couronnent les couches silicifiées; par d’autres, tels Laspeyres, Schube 1, elle est liée avec le processus de la kaolinisation des roches eruptives sur les terrains contigus. La première conception a été soumise à la critique par B. Freyberg (11) dans un travail sur les quartzites tertiaires de l’Allemagne central. Il a notamment attiré l’attention sur le fait que les sédiments tertiaires contenant des quartzites, ne sont couronnés de roches volcaniques plus jeunes que sur de petites étendues et que même dans les cas où il apparaissent, on est à même plus d’une fois de démontrer de l’éruption. On pourrait toutefois penser que les sédiments des tufs volcaniques sont le milieu dans lequel se forment les solution de silice du Flysch. On n’a encore rencontré dans les Karpates qu’un seul cas de tels sédiments tufiques; encore ceux-ci ne se sont-ils développés que sur une étendue restreinte et en couches de faible épaisseur. Ce sont les tufs rouges et verts de Bugaj découverts par M. Ks iążkiewicz et décrits du point de vue pétrographique par l’auteur du présent ouvrage. Au contraire assez fréquents sont, parmi les argiles de la mer subkarpatique, les tuffites tortoniens supérieurs. Dans l’un et l’autre cas, on ne relève point, en présence des tuffites, de traits plus caractéristiques de la silification. En outre, si les argiles karpatiques devaient leur origine surtout à la présence de tufs volcaniques, les fragments de roches volcaniques seraient beaucoup plus nombreux parmi les composants des agglomérats et des exotiques des Karpates. Reste encore à savoir si la silice ne doit pas son origine à la décomposition intensive qui s’est produite à la surface des anciens continents prékarpatiques. D’après les recherches de M. Jaksa-Bykowski, Kreutz et Książkiewicz ces continents en leurs parties occidentales étaient formés de roches granitiques au contenu de 50% env. de feldspath, et en leurs parties orientales, d’après Kreutz et G aw e ł , ils ont été formés de schistes cristallins verts, analogiques aux roches vertes de Dobrudja, dans lesquelles la quantité du plagioclase (albite) varie entre 15 et 19%. Cependant, les fragments des feldspaths contenus dans les grès karpatiques se trouvent en général dans un tel état de frâicheur, qu’il ne peut être question de chercher, dans une latérisation ou une kaolinisation générales quelconques, la cause qui fournit et le matériel terrigénique et les solutions de silice, nécessaires à la silification. L’affranchissement de la silice et son passage dans les solutions est possible au cours de la plus délicate fragmentation subie par le matériel terrigénique au cours du transport sous forme de suspension argileuse. Les éléments qui composent les argiles rouges et verts de l’Éocène sont, d’après les recherches de A. Gaweł (14), (15), des minéraux solubles dans l’acide hydrochlorique. La composition de ce dernier rappelle un 4 SiO(2). Al(2)O(3). n H(2)O , où RO est formé par CaO, MgO, Fe(K, Na)2O , et où Al(2)O(3) est dans les schistes verts remplacé à un degré plus ou moins grand par Fe(2)O(3). L’existence des minéraux argileux de ce genre, d’une composition rappelant la glauconie, a été rendue vraisemblable grâce à la découverte et à la description par K. Smulikowski du minéral nommé scolite, d’une composition chimique similaire. Les lamelles vert-clair de celui-ci se sont formées, sur les parois des fissures des quartzites de Jamna, des solutions qui s’infiltrent des schistes verts placés au dessus. Ces minéraux à la composition chimique de la glauconie, ont dû, tout comme la glauconie, se former au cours de la sédimentation du matériel terrigénique des argiles, soit au cours de la diagénèse du sédiment. Relativement aux feldspaths de potassium et de sodium du matériel terrigénique, ces minéraux contiennent dans leur composition chimique, moins de silice. Une partie de la silice dégagée par l’hydrolyse ou par l’halmyrolyse des feldspaths a donc pu passer dans les solutions silicifiantes. Evidemment, à coté des processus purement physiques et chimiques comme l’hydrolyse et l’halmyrolyse, les processus biochimiques sont eux aussi capables de dégager une certaine quantité de silice pendant la décomposition des aluminosilicates et du kaolin. Des recherches experimentalles de Mur ray et de Irv in ainsi que de celles de Vernadsky et de ses élèves il résulte que les diatomées et les radiolaires puisent le matériel qui leur est nécessaire pour la construction de leurs coquilles, de la décomposition des plus fines suspensions argileuses dans l’eau de mer. Rien donc d’étonnant que les horizons à silex et ceux, qui ont été silicifiés, soient si étroitement liés avec l’apparition parmi eux des complexes des couches argileuses. Quand en effet, après la déposition du limon calcaire ou du grès, commencera la période de la déposition des argiles, cette période sera précédée par celle où les substances argileuses flotteront longuement dans l’eau sous la forme de suspension. Ce serait une période de propagation exubérante des organismes à squellettes siliceux. Après leur nécrose, ou bien les squelettes parviennent directement au sédiment, ou bien, grâce à leur structure extraordinairement fine, ils cèdent facilement à une nouvelle dissolution, en formant des couches siliceuses qui prennent part aux procès ultérieurs de la silification. Seules de très minutieuses recherches microscopiques permettent d ’établir quel a été le sort de ces organismes, c’est-à-dire les conditions qui ont laissé le squelette siliceux inchangé et celles dans lesquelles le squelette a cédé à la calcitisation ou à la dissolution complète. Ce qui nous intéresse dans l’état présent de notre travail c’est la phase des phénomènes et des processus qui ont lieu après la formation de la couche du limon calcaire ou éventuellement du, grès. Il faut avant tout affirmer qu’une telle couche n’est point encore consolidée, que le matériel sédimentaire se trouve à l’état de limon semiliquide, comme le prouvent les observations de M. Książkiewicz sur les processus de formation de la lamination diagonale ou même carrément de la «solifluction » intérieure, qui se poursuit précisément dans ces couches. Dans la consolidation de ce genre du sédiment siliceux, les débris des squelettes, surtout quand les dimensions sont plus grandes, peuvent s’enfoncer dans l’intérieur de la couche, où ils se conservent dans le limon calcaire, pour autant que celui-ci ne contienne que de faibles quantités de substances organiques; la présence des substances organiques a contribué à la formation des sels d’amonium qui dissolvent plus ou moins efficacement les squelettes siliceux. Mais les solutions de silice qui se formaient pendant la décomposition des substances organiques à l’intérieur de la couche aussi bien qu’à sa surface, entrent en contact avec le carbonate de calcium du limon calcaire ou du ciment calcaire de grès. Une réaction s’ensuit qui a été étudiée par W. C. Correns (13), et grâce à laquelle à la place du carbonate de calcium refoulé, la silice se constitue, en général sous forme de chalcedoine. La précipitation de la silice, d ’après Cor rens et Cohn, s’eflectue pour le mieux, quand la solution de silice, d’abord acide, devient faiblement alcaline. À la suite de la dissolution du carbonate de calcium, la solution de silice est tout d’abord neutralisée; puis, à mesure que le carbonate de calcium est refoulé, elle s’alcalise. De là vient que les solutions de silice peuvent pénétrer au dedans de la roche calcaire, et ne se précipitent que lorsque la concentration des iones de Ca est adéquate. C’est ce qui détermine la répartition en bandes de la silice dans les roches silicifiées. Cet exposé des processus permet de saisir non seulement la dépendance génétique des intercalations des roches siliceuses organogéniques ou des roches silicifiées à l’intérieur des complexes argileux, mais aussi: 1. la présence des squelettes siliceux dans les roches calcaires 2. la présence des squelettes siliceux dans les roches formées de chalcedoine ou de silice amorphe, 3. la répartition non uniforme, le plus souvent stratifiée de la silice dans les roches silicifiées, 4. l’absence des phénomènes de la silification dans les argiles marneux où le carbonate de calcium a immédiatement remédié à toutes les migrations de la silice libérée biochimiquement ou par l’halmyrose.
Dans ses observations stratigraphiques sur les Karpates de Skole, K. Tołwiński (1) relève l’existence d’un certain rythme danslecontenu du carbonate de calcium et la silice, rythme qui est le trait caractéristique des formations du Flysch de cette contrée. Ce rythme consiste dans l’alternance, constatée dans le Flysch, des complexes de ces roches riches en carbonate de calcium ou en silice. C’est ce que démontre le tableau suivant dressé par M. K. Tołwiński. Pareil rythme alternatif dans le contenu du carbonate de calcium et de la silice se rencontre également dans d’autres régions des Karpates. La présence du carbonate de calcium est conséquente à la sédimentation des débris calcaires d’origine organique qui, dans les Karpates de Flysch, ne constituent qu’assez rarement des couches indépendantes de calcaires et de marnes (calcaires de Cieszyn, calcaires de Pasieczna, marnes sous-menilitiques à la base des schistes ménilitiques), et qui ne concourent guère qu’à la formation du ciment calcaire. À coté cependant du carbonate de calcium, on constate également et sans un doute possible la présence du calcaire temgénique qui est l’élément essentiel du Flysch karpatique. Il provient du coûti plus anciennes. La présence en lui de galets de calcaire de Stramberg et de calcaires plus anciens que l’on rencontre parmi les «exotiques» et dans matériel à gros grains des conglomérats du Flysch, militent en faveur d’une telle origine. La genèse des couches du Flysch riches en silice est par contre beaucoup plus difficile à éclaircir. En effet, la présence de silice, la façon dont elle est repartie et façonnée, dépendent de facteurs très variés. L’origine de la silice varie suivant qu’elle forme des couches de silex et de quartzites, le ciment de grès, ou suivant qu’elle agit simultanément pendant la régénération des grains de quartz dans les grès, L’origine organogénique de la silice dans certaines séries de roches du Flysch est un fait: a) Ainsi on a constaté l’existence d’horizons à radiolarites dans la zone des séries de schistes de Spas Sujkowski et Różycki (2), Sujkowski (3), zone reliée aux couches de Wierzowice dans les environs de Dobromil. Dans le Crétacé silesien des Beskides occidentales, M. M. Książkiewicz, M-lle J. Burtan et M. S. Sokołowski (4) ont repéré des radiolarites à la base du grès de Godula. Les horizons à radiolarites apparaissent parmi les schistes bigarrés et forment des couches silicieuses de couleur noire ou gris-foncé, verdâtre et rouge. Les radiolarites reposent sur les schistes noirs bitumiques comme par ex. à Spas, ou bien sur les bancs du toit du quartzite de Lgota, stratifiés de schistes (Beskides occidentales). La série des radiolarites de Spas dans la direction du toit se mue en schistes rouges et verts avec des concrétions manganifères et en calcaires silifiés. Les minces couches de radiolarites d’une épaisseur de 4 à 7 cm sont séparées par de minces intercalations d’argiles bigarrés. Sous microscope, on relève la présence de radiolaires sphériques au diamètre de 0,06 à 0,25 mm et de leurs spicules détachées. Les squelettes des radiolaires, tout comme le fond rocheux sont faits de chalcedoine fibreux. La roche a une lamination microscopique, dû à la disposition des petits squelettes et à la répartition de la matière colorante. b) Les roches qui, grâce aux spicules d’éponges siliceuses (spongiolites) qu’elles contiennent, sont riches en silice étaient connues sous le nom de silex de Mikuszowice (W. Szajnocha). D’après M. Książkiewicz (7) elles constituent le faciès qui se developpe dans le toit des couches de Lgota. Elles se composent de silex bleuâtres et de grès striés d’une épaisseur de 4 à 40 cm, alternant avec les schistes gris-foncés ou noirs. Les recherches microscopiques de Zbigniew Sujkowski (6) ont attesté en elles la présence d’une quantité considérable de spicules d’éponges que W. Szajnocha et T. Wi śniewski avaient déjà aperçues. Les spicules aux dimensions de 1 mm, conservent rarement la position conséquente à la constitution du squelette spongieux, elles sont en général éparses et, dans la plupart des cas, ne sont généralement point fracturées. À côté des spicules, M. Sujkowski a vu des Foraminifères très bien conservés quoique complètement silicifiés, fixés dans le ciment qui n’est que du chalcedoine fibreux. Les substances argileuses et les quelques grains de glauconie que l’on trouve à coté d’une infime quantité de quartz détrifique n’apparaissent guère que dans les parties extérieures des silex. c) Les couches de gaises, découvertes par M. Książkiewic z au dessus des schistes de Wierzowice dans les environs de Lanckorona et qui sont l’équivalent du faciès sablonno-siliceux des couches de Lgota, appartiennent aux roches dans la composition desquelles entrent indubitablement des spicules d’éponges. Ce sont des roches poreuses, légères, blanchâtres ou jaune-claires. Sous microscope on peut observer, à , со té du quartz détritique, de nombreuses picules, en général façonnés mécaniquement. Le ciment des gaises est composé de chalcedonie et d’opale. d) Les silex forment un groupe à part de roches siliceuses, qui apparaissent dans toute l’étendue des Karpates à la base des schistes ménilitiques, où elles forment un ensemble compact d’une épaisseur qui varie. Ces silex sont toujours accolés, à la base, à une couche de marne compacte, de quelques mètres d’épaisseur, foncée qui devient blanche au cours de la décomposition en surface. Du point de vue macroscopique les silex diffèrent des radiolarites et des spongiolites par leur teinte brune, très caractéristique, aux nuances diverses, ainsi que par leur rubéfaction parfois très délicate qui consiste dans l’alternance des couches brun-foncé et blanches. Cette rubéfaction apparaît à la surface des silex soumise à l’action destructire des facteurs atmosphériques; elle dépend donc de la structuve stratifiée des silex en apparance homogènes. Les silex rubannés accusent également une stratification nettement divisible. On trouve aussi des couches et des concrétions de silex qui ne sont ni divisibles ni rubannées par suite de la décomposition. Elles sont brun-clair et, dans les morceaux peu épais, elles sont trasparentes comme les silex jurasiques. Quelquefois aussi on rencontre de minces couches vitreuses, blanche ou jaune-clair, à l’aspect d’opale (Gaweł, 8). L’image microscopique des silex transparents brun-clair présente la structure du chalcedoine aux grains extrêmement fins. Le chalcedoine fibreux comble seulement les veinules qui cicatrisent les fissures dans le silex ainsi que certains vides, peu nombreux et très petits, qui sont dûs à des formations d’origine probablement organique (sphérolites). Les silex brun-foncé doivent leur coloration à la substance bitumique dont les bandes allongées, parallèlement disposées, sont nettement visibles sous microscope dans les coupes perpendiculaires à la stratification. Dans les silex rubannés on observe, sur le fond du chalcedoine, de minces intercalations de substance argileuse aux propriétés optiques du kaolin (les coefficients de la réfringence sont bas). Dans la masse compacte du chalcedoine, l’eau, au cours de la décomposition, n’a pu pénétrer que le long de ces intercaltations argileuses, partant, ce n’est que là que s’est produit le lessivage des matières bitumineuses, ce qui, en fin de compte, a causé la rubéfaction. Les débris organiques à la forme de coupes sphériques et rectangulares ne s’observent que dans la variété blanche et vitreuse à l’aspect d’opale. Et de fait, cette variété apparaît, sous microscope, complètement composée de silice amorphe. Les débris organiques qui se trouvent dans la masse amorphe sont, pour la plupart aussi, composés d’opale, bien que plusieurs d’entre eux soient composés de masse de chalcédoine au grain très fin. Leurs formes sont sphériques ou rectangulaires; souvent ce sont les coupes recourbées d’organismes malaisés à déterminer vu les changements diagénétiques considérables qui ont eu lieu pendant la consolidation de la roche. Elles peuvent être ces diatomées dont la présence dans les schistes ménilitiques de diverses régions karpatiques a été plus d’une fois mentionnée. En dehors des horizons sus-mentionnés, à la composition desquels ont pris part les organismes à squelette siliceux, il existe encore, dans le Flysch, des roches secondairement silicifiées et dont l’origine organique de la silice ne peut être établie. Parmi les couches à Hiéroglyphes de l’Eocène il y a p. ex. des quartzites qui, soumis à l’analyse microscopique par le professeur Kreutz se sont accusés des grès à ciment de chalcedoine (Compte-Rendus de la Comission Physiographique de l’Académie Polonaise des Sciences 1922, t. 55/56, p. VII). Ce ciment à la forme de fibres de chalcedoine est le produit de la silice amenée là secondairement. Les «quartzites» de l’Eocène, à l’aspect de grès compacts à petits grains et vitreux, forment des intercalations de 1 à 1,5 dem d’épaisseur qui alternent avec les argiles verts et rouges, dont les couches ont à peu près la même épaisseur. L’examen d’une certaine quantité de plaques minces de ces roches nous apprend que le matériel terrigénique, surtout composé de quartz et de quelques rares grains d’ortoclase et d’albite, est cimenté par le chalcedoine à petits grains ou fibreux, ainsi que, en partie, par la silice amorphe. Dans certaines parties de ces roches on aperçoit, dans les plaques minces, le carbonate de calcium qui constitue le ciment; dans d’autres le ciment calcaire éliminé par le chalcedoine ne s’est conservé que sous la forme de menus débris. Le phénomène du remplacement du carbonate de calcium par la silice apparaît encore nettement dans les grès qui se trouvent dans la partie supérieure des couches à Hiéroglyphes. Les intercalations, compactes et étroites de la roche au milieu des argiles verts, trahissent sous microscope leur caractère pétrographique primitif. C’était en effet des calcaires additionnés de matériel clastique > (environ 10%), dans lesquels le carbonate de calcium a été remplacé, en certains endroits partiellement, dans d’autres complètement, par le chalcedoine et la silice amorphe. Les parties silicifiées offrent, dans la coupe fraîche, l’aspect de raies vitreuses, plus ou moins parallèles à la stratification et aux fissures transversales. Notons que la silification embrasse la partie supérieure et moyenne de la couche, tandis que, dans la partie inférieure (lorsqu’on s’oriente d’après les hiéroglyphes) le ciment calcaire est conservé ou tout au moins le fond calcaire rocheux. Dans le calcaire d’une telle couche, on observe sous microscope force débris de squelettes calcaires à la forme de coquilles de Foraminifères qu’on ne saurait davantage préciser et de spicules allongées avec des canaux à l’intérieur. En certains cas, la substance calcaire d’une partie d’une spicule de ce genre a été éliminée par le chalcedoine fibreux ou à petits grains. Cette partie ne diffère pas alors des organismes de forme et de composition similaires que l’on rencontre dans des parties entièrement siliceuses. Les observations microscopiques de ce genre prouvent d’une manière irréfutable, que dans la couche déjà développée du sédiment, le processus de la silification s’est effectué par une marche de haut en bas. L’absence de débris siliceux organiques oblige à rechercher l’origine de la silice au delà de la couche silicifiée. Soulignons néamoins que les couches silicifiées sont séparées entre elles par des intercalations d’argiles et de schistes, dans lesquelles la diffusion des solutions de la silice est extrêmement difficile. Il faut donc chercher la genèse de la silice, nécessaire à la silification, au début de la période de sédimentation de ces intercalations et argiles. Un autre fait encore autorise à émettre semblable opinion. En effet, toutes les couches, tant silicifiées que celles qui sont composées de sédiments des débris d’organismes siliceux, auxquels on a jusqu’ici fait allusion sont, sans être très épaisses (puisqu’elles ont en moyenne jusqu’à 2 dem) toujours séparées entre elles par des intercalations argileuses à peu près de la même épaisseur. Il faut donc compléter le tableau dressé par M. K. Tołwiński pour les Karpates orientales, par un scheme dans lequel les complexes de couches siliceuses sont étroitement liés avec les intercalations argileuses non calcaires qui apparaissent en eux. On peut également reporter le même scheme aux couches de Lgota des silex de Mikuszowice, connues dans les Karpates occidentales. Celles-ci forment une série d’argiles marneux souvent bigarrés (verts et noirs) dans lesquels alternent entre elles d’étroites couches de spongiolites, de silex bleuâtres et de grès silicifiés, souvent rubannés. Ainsi, par exemple, l’une des couches de grès (10) de l’horizon supérieur des couches de Lgota, est une roche granuleuse à ciment calcaire et siliceux. La répartition des deux genres du ciment produit la stratification parallèle aux couches; à noter que le ciment calcitique à gros grains est conservé dans des bandes moins épaisses et de couleur plus claire. Dans les parties de la roche à ciment siliceux, d’ordinaire amorphe, apparaissent également de plus ou moins grands restes de ciment calcaire. Dans le ciment siliceux, on aperçoit encore des contaminations «argileuses» et des infiltrations ferrugineuses qui sont la raison des bandes plus foncées, visibles même à l’oeil nu. La rubéfaction peut résulter de, la sédimentation par fraction de ces substances. Ces contaminations ont cependant pu se produire aussi au cours de l’élimination du carbonate de calcium par la silice. Les restes organiques font défaut presque complètement. Il faut donc admettre que, pour cette couche silicifiée, la source de la silice se trouve en dehors de la couche; quant au processus lui-même de la silification, il échoit à l’époque de la formation de la couche d’argile superposée. Cette description ainsi que l’étude des rapports pétrographiques et géologiques du Flysch Karpatique permettent deux conclusions : 1. Dans les séries de roches sédimentaires, riches en silice, à coté des formations d’origine organogénique, on trouve aussi des formations sans aucun doute secondairement silicifiées. 2. Les séries de roches, composées de silice, sont toujours accompagnées de schistes argileux, caractérisés par l’absence de carbonate de calcium, et développés sous forme d’intercalations entre les couches siliceuses. L’hypothèse de l’existence d’un rapport causal quelconque entre l’alternance des argiles sans carbonate de calcium et les formations riches en silice trouve confirmation dans les observations microscopiques, exécutées sur les couches où la répartition de la silice secondaire indique nettement la migration de celle-ci du toit de la couche vers sa base. Comme la surface supérieure de la couche silicifiée est couverte d ’une couche d’argile, il faut plutôt admettre pour l’origine de la silice, le fait lui-même de la déposition du sédiment argileux: La formation de solutions de la silice nécessaires à la silification des roches sédimentaires est liée par certains, tels Braun, Bischoff, Endel, au processus de la décomposition des roches volcaniques qui couronnent les couches silicifiées; par d’autres, tels Laspeyres, Schube 1, elle est liée avec le processus de la kaolinisation des roches eruptives sur les terrains contigus. La première conception a été soumise à la critique par B. Freyberg (11) dans un travail sur les quartzites tertiaires de l’Allemagne central. Il a notamment attiré l’attention sur le fait que les sédiments tertiaires contenant des quartzites, ne sont couronnés de roches volcaniques plus jeunes que sur de petites étendues et que même dans les cas où il apparaissent, on est à même plus d’une fois de démontrer de l’éruption. On pourrait toutefois penser que les sédiments des tufs volcaniques sont le milieu dans lequel se forment les solution de silice du Flysch. On n’a encore rencontré dans les Karpates qu’un seul cas de tels sédiments tufiques; encore ceux-ci ne se sont-ils développés que sur une étendue restreinte et en couches de faible épaisseur. Ce sont les tufs rouges et verts de Bugaj découverts par M. Ks iążkiewicz et décrits du point de vue pétrographique par l’auteur du présent ouvrage. Au contraire assez fréquents sont, parmi les argiles de la mer subkarpatique, les tuffites tortoniens supérieurs. Dans l’un et l’autre cas, on ne relève point, en présence des tuffites, de traits plus caractéristiques de la silification. En outre, si les argiles karpatiques devaient leur origine surtout à la présence de tufs volcaniques, les fragments de roches volcaniques seraient beaucoup plus nombreux parmi les composants des agglomérats et des exotiques des Karpates. Reste encore à savoir si la silice ne doit pas son origine à la décomposition intensive qui s’est produite à la surface des anciens continents prékarpatiques. D’après les recherches de M. Jaksa-Bykowski, Kreutz et Książkiewicz ces continents en leurs parties occidentales étaient formés de roches granitiques au contenu de 50% env. de feldspath, et en leurs parties orientales, d’après Kreutz et G aw e ł , ils ont été formés de schistes cristallins verts, analogiques aux roches vertes de Dobrudja, dans lesquelles la quantité du plagioclase (albite) varie entre 15 et 19%. Cependant, les fragments des feldspaths contenus dans les grès karpatiques se trouvent en général dans un tel état de frâicheur, qu’il ne peut être question de chercher, dans une latérisation ou une kaolinisation générales quelconques, la cause qui fournit et le matériel terrigénique et les solutions de silice, nécessaires à la silification. L’affranchissement de la silice et son passage dans les solutions est possible au cours de la plus délicate fragmentation subie par le matériel terrigénique au cours du transport sous forme de suspension argileuse. Les éléments qui composent les argiles rouges et verts de l’Éocène sont, d’après les recherches de A. Gaweł (14), (15), des minéraux solubles dans l’acide hydrochlorique. La composition de ce dernier rappelle un 4 SiO(2). Al(2)O(3). n H(2)O , où RO est formé par CaO, MgO, Fe(K, Na)2O , et où Al(2)O(3) est dans les schistes verts remplacé à un degré plus ou moins grand par Fe(2)O(3). L’existence des minéraux argileux de ce genre, d’une composition rappelant la glauconie, a été rendue vraisemblable grâce à la découverte et à la description par K. Smulikowski du minéral nommé scolite, d’une composition chimique similaire. Les lamelles vert-clair de celui-ci se sont formées, sur les parois des fissures des quartzites de Jamna, des solutions qui s’infiltrent des schistes verts placés au dessus. Ces minéraux à la composition chimique de la glauconie, ont dû, tout comme la glauconie, se former au cours de la sédimentation du matériel terrigénique des argiles, soit au cours de la diagénèse du sédiment. Relativement aux feldspaths de potassium et de sodium du matériel terrigénique, ces minéraux contiennent dans leur composition chimique, moins de silice. Une partie de la silice dégagée par l’hydrolyse ou par l’halmyrolyse des feldspaths a donc pu passer dans les solutions silicifiantes. Evidemment, à coté des processus purement physiques et chimiques comme l’hydrolyse et l’halmyrolyse, les processus biochimiques sont eux aussi capables de dégager une certaine quantité de silice pendant la décomposition des aluminosilicates et du kaolin. Des recherches experimentalles de Mur ray et de Irv in ainsi que de celles de Vernadsky et de ses élèves il résulte que les diatomées et les radiolaires puisent le matériel qui leur est nécessaire pour la construction de leurs coquilles, de la décomposition des plus fines suspensions argileuses dans l’eau de mer. Rien donc d’étonnant que les horizons à silex et ceux, qui ont été silicifiés, soient si étroitement liés avec l’apparition parmi eux des complexes des couches argileuses. Quand en effet, après la déposition du limon calcaire ou du grès, commencera la période de la déposition des argiles, cette période sera précédée par celle où les substances argileuses flotteront longuement dans l’eau sous la forme de suspension. Ce serait une période de propagation exubérante des organismes à squellettes siliceux. Après leur nécrose, ou bien les squelettes parviennent directement au sédiment, ou bien, grâce à leur structure extraordinairement fine, ils cèdent facilement à une nouvelle dissolution, en formant des couches siliceuses qui prennent part aux procès ultérieurs de la silification. Seules de très minutieuses recherches microscopiques permettent d ’établir quel a été le sort de ces organismes, c’est-à-dire les conditions qui ont laissé le squelette siliceux inchangé et celles dans lesquelles le squelette a cédé à la calcitisation ou à la dissolution complète. Ce qui nous intéresse dans l’état présent de notre travail c’est la phase des phénomènes et des processus qui ont lieu après la formation de la couche du limon calcaire ou éventuellement du, grès. Il faut avant tout affirmer qu’une telle couche n’est point encore consolidée, que le matériel sédimentaire se trouve à l’état de limon semiliquide, comme le prouvent les observations de M. Książkiewicz sur les processus de formation de la lamination diagonale ou même carrément de la «solifluction » intérieure, qui se poursuit précisément dans ces couches. Dans la consolidation de ce genre du sédiment siliceux, les débris des squelettes, surtout quand les dimensions sont plus grandes, peuvent s’enfoncer dans l’intérieur de la couche, où ils se conservent dans le limon calcaire, pour autant que celui-ci ne contienne que de faibles quantités de substances organiques; la présence des substances organiques a contribué à la formation des sels d’amonium qui dissolvent plus ou moins efficacement les squelettes siliceux. Mais les solutions de silice qui se formaient pendant la décomposition des substances organiques à l’intérieur de la couche aussi bien qu’à sa surface, entrent en contact avec le carbonate de calcium du limon calcaire ou du ciment calcaire de grès. Une réaction s’ensuit qui a été étudiée par W. C. Correns (13), et grâce à laquelle à la place du carbonate de calcium refoulé, la silice se constitue, en général sous forme de chalcedoine. La précipitation de la silice, d ’après Cor rens et Cohn, s’eflectue pour le mieux, quand la solution de silice, d’abord acide, devient faiblement alcaline. À la suite de la dissolution du carbonate de calcium, la solution de silice est tout d’abord neutralisée; puis, à mesure que le carbonate de calcium est refoulé, elle s’alcalise. De là vient que les solutions de silice peuvent pénétrer au dedans de la roche calcaire, et ne se précipitent que lorsque la concentration des iones de Ca est adéquate. C’est ce qui détermine la répartition en bandes de la silice dans les roches silicifiées. Cet exposé des processus permet de saisir non seulement la dépendance génétique des intercalations des roches siliceuses organogéniques ou des roches silicifiées à l’intérieur des complexes argileux, mais aussi: 1. la présence des squelettes siliceux dans les roches calcaires 2. la présence des squelettes siliceux dans les roches formées de chalcedoine ou de silice amorphe, 3. la répartition non uniforme, le plus souvent stratifiée de la silice dans les roches silicifiées, 4. l’absence des phénomènes de la silification dans les argiles marneux où le carbonate de calcium a immédiatement remédié à toutes les migrations de la silice libérée biochimiquement ou par l’halmyrose.