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Notions de minéralogie

Minéraux

Les minéraux sont constitués à partir des éléments chimiques présents au lieu de leur formation. Ils sont formés de molécules, arrangées selon un schéma plus ou moins régulier : le cristal. Par exemple, un minéral assez commun est la halite, ou sel gemme. Il est constitué de molécules de chlorure de sodium NaCl, ordonnées selon une structure régulière dans laquelle toutes les molécules ont la même orientation. L’aspect macroscopique est un cristal, en général cubique pour la halite. Les faces sont bien délimitées et planes, les angles qu’elles forment entre elles parfaitement définis et toujours identiques.

Sur Terre, on rencontre énormément de minéraux différents, avec des compositions chimiques parfois bien plus complexes que celle de la halite. Un cristal peut se développer tant qu’il y a des molécules disponibles dans le milieu, et tant qu’il n’est pas gêné. Pour rester avec l’exemple de la halite, il suffit de dissoudre du sel de cuisine dans de l’eau, et de laisser cette solution au soleil. L’eau va bientôt s’évaporer, et des cristaux de sel vont se déposer au fond du récipient. Si l’évaporation n’est pas trop rapide, et s’il y a assez de solution, vous pourrez obtenir de beaux cristaux cubiques de sel.

La halite forme de grands dépôts lorsqu’une mer s’évapore (ce fut le cas parfois dans les ères géologique). Ainsi, on trouve des gisement de grande épaisseur par exemple dans la vallée de la lune, près de San pPedro de Atacama, dans la Cordillière des Andes.

Le quartz est un minéral très important et très répandu. C’est lui qui constitue en général le sable de nos plages, et celui des dunes du Sahara. C’est un oxyde de silicium de formule SiO₂. Il cristallise dans le système hexagonal, et forme des cristaux en prismes hexagonaux parfaits, terminés par des pyramides.

Les micas sont bien différents, et de dureté bien plus faible. Ce sont des phyllosilicates (silicates feuilletés), contenant des silicates de potassium et d’aluminium. Le mica en feuilles minces est transparent, et de clive (sépare) en feuilles parfois de grandes dimensions. Il a servi pour faire des portes de poëles, par lesquelles on pouvait voir le feu. On distingue les micas blancs (muscovite), et les micas noirs (biotite).

Les feldspaths sont des silicates doubles de potassium, d’aluminium, de calcium ou de sodium. On distingue l’albite de formule NaAlSi₃O₈, et l’anorthite de formule CaAl₂Si₂O₈. Les feldspaths calco-sodiques sont des mélanges, à proportions quelconques, de ces deux formes. Il existe une grande variété de feldspath, fonction de leur composition chimique.

Sur Terre, on recense donc quelques 4714 minéraux distincts. A noter que les missions Apollo sur la lune ont découvert trois minéraux inconnus sur Terre. L’explication tient dans les conditions physico-chimiques lunaires, très différentes de l’environnement terrestre.

Formation des minéraux

Il y a de nombreux modes de formation de minéraux, qui dépendent de la composition du milieu, et des conditions physiques qui y règnent.

Il existe même des minéraux d’origine organique. C’est le cas de l’apatite, qui a plusieurs modes de formation. L’apatite sédimentaire se forme à partir de phosphates, et les ossements de vertébrés sont une source de phosphates… L’ambre est une résine de pins du nord, qui perds ses composants volatils, et subit avec le temps une transformation qui la rend transparente. L’ambre est très appréciée en bijouterie. Enfin, le corail est formé par le squelette d’êtres microsciopiques qui s’entassent les uns sur les autres et construisent des structures arborescentes aux bees couleurs.

Roches

Les roches sont des assemblages de minéraux. Par exemple, l’une des plus connues est le granite, formé de cristaux de quartz, de mica et de feldspath. Les cristaux sont visibles à l’œil nu, ce que nous expliquerons plus loin.

Vue l’abondance des minéraux, il est évident que le mélanges de minéraux sont innombrables. Deux roches, prélevées en des lieux différents, ne seront jamais parfaitement identiques. On peut cependant déterminer des catégories, selon le mode de formation et la nature physique. On voit en effet des roches dont les compos ants sont bien différenciés à l’œil, comme le granite, et d’autres dont les cristaux sont microscopiques, et qui présentent à l’œil une structure lisse.

Formation des minéraux

La halite se dépose à partir d’une solution acqueuse. D’autres cristaux se déposent à partir de solutions acqueuses aussi, mais à haute température. Par exemple dans les sources hydrothermales. L’adjectif hydrothermal signifie bien que le minéral est en solution dans l’eau à haute température. En effet, la solubilité (facilité de dissolution) d’une molécule dans l’eau dépend en général de la température. Plus celle-ci est haute, plus la dissolution est importante. Mais elle dépend aussi de la pression.

Pour comprendre cette seconde dépendance, il vous suffit de décapsuler une bouteille d’eau gazeuse. La pression dans la bouteille est plus élevée que la pression atmosphérique, permettant une forte dissolution du gaz carbonique dans l’eau. En décapsulant, vous faites tomber brutalement la pression à la surface de l’eau, et vous abaissez le taux de dilution. C’est pourquoi des bulles de gaz se forment et s’échappent.

A l’intérieur de la Terre, on trouve de nombreux liquides dans lesquels des composés chimiques sont dissous. Ils sont à haute température, et à haute pression, conditions favorables à la dilution. Mais quand un tel liquide arrive à la surface, température et pression baissent plus ou moins brutalement, ce qui peut produire des explosions, comme quand on décapsule brutalement une bouteille d’eau gazeuse en haute montagne (où la pression atmosphérique est plus faible).

Les liquides qui peuvent sortir de la Terre sont essentiellement les laves volcaniques, et les sources hydrothermales. Les composés en solution vont alors s’échapper sous forme de gaz, ou alors rester en solution et cristalliser lors du refroidissement.

Quand un liquide contient plusieurs composés chimiques différents, la cristallisation rapide donne un solide dans lequel de minuscules cristaux de ces différents composés osnt mélangés, et dont l’aspect global n’a rien à voir avec chacun des composants pris séparément. Un tel mélange est une roche.

Classification des roches

Si un mélange liquide est refroidi lentement, le composant ayant le point de fusion le plus élevé va cristalliser le premier. De gros cristaux peuvent se former, et le liquide s’appauvrit en ce composé. Plus tard, lorsque la température sera assez basse pour que le second composé cristallise à son tour, il va former des cristaux dont le développement sera limité par les cristaux formés avant. Le résultat sera un solide dont l’aspect visuel montrera bien les différents cristaux, assez gros pour être visibles. Le granite cristallise entre 1100° et 550°.

On comprend alors que le même liquide, selon qu’il refroidira lentement ou vite, formera des roches d’aspect bien différent. Les premières, à refroidissement rapide et donc à petits cristaux, sont nommées roches ignées. Les secondes, à refroidissement lent et gros cristaux, sont dites roches plutoniques.

Il y a d’autres façons de produire des roches. La première est en fait une transformation. Les roches ignées ou plutoniques, exposées à l’air et à la pluie, vont subir des transformations chimiques lentes, mais efficaces. Elles seront petit à petit désagrégées. Prenons par exemple le granite, qui est une roche plutonique à gros cristaux. C’est un mélange de quartz (Si O₂), de mica et de feldspath (silicates complexes). Le feldspath est le plus sensible aux intempéries, et très lentement se désagrège. Leur liant ayant disparu, les cristaux de mica et de quartz sont libérés. Les cristaux de quartz forment tout simplement le sable ! Les pailletes de mica lui donnent parfois un aspect brillant et doré.

La dégradation des roches produit des résidus meubles, entraînés par l’eau et l’érosion, et qui vont se déposer dans les endroits les plus bas (par la gravité). Ces dépôts sont parfois énormes, atteignant plusieurs kilomètres d’épaisseur. A leur base, la pression très forte les comprime, et peut les solidifier. C’est ainsi que se forment les roches sédimentaires (puisqu’elles se forment à partir de sédiments produits par l’érosion d’autres roches). Les argiles, les calcaires sont des roches sédimentaires. Pour les calcaires, la vie joue un rôle important. En effet, de nombreux organismes marins microscopiques se constituent un squelette calcaire. Lorsque ces organismes meurent, leur squelette se retrouve au fond des océans, où il peuvent produire des dépôts de plusieurs kilomètres d’épaisseur. Là aussi, la pression produit des roches.

Enfin, la Terre est vivante. Sa surface est en perpétuelle évolution. La tectonique des plaques entraîne les plaques océaniques, chargées de sédiments marins hydratés, sous les continents (subduction). Arrivés à quelques kilomètres de profondeur, ils sont soumis à des températures élevées et des pressions importantes. Sous ces conditions, certains de leurs éléments fondent, et il se produit une recristallisation. Cette transformation est le métamorphisme, et il produit les roches métamorphiques.

Roches éruptives

Les roches éruptives, ou ignées, sont des roches endogènes, c’est-à-dire qu’elles ont pris naissance à l’intérieur de la Terre, par opposition aux roches sédimentaires. On les divise en deux sous-classes, les roches volcaniques et les roches plutoniques. Les premières se sont formées par refroidissement du magma après une éruption, les secondes par refroidissement en profondeur. Ces dernières sont alors arrivées en surface après migration par la tectonique, et par érosion.

Le nom "roche éruptive" met l’accent sur l’origine généralement volcanique de ces roches ; le nom "roche ignée" insiste au contraire sur la fusion qu’elles ont subi. Les roches volcaniques et les roches plutoniques ne présentent pas beaucoup de différences, leurs distinction vient de leur formation et non de leur composition. Les volcaniques, exposées brutalement à l’air, se refroidissent rapidement, et leurs cristaux sont microscopiques. Par contre, les roches plutoniques se refroidissent dans la profondeur d’une chambre magmatique, de manière beaucoup moins efficace (car protégées par les roches qui les surmontent), et donc bien plus lentement. Dans ces conditions, de gros cristaux ont le temps de se former (c’est le cas dans les gabbros par exemple).

Les roches sédimentaires proviennent de l’altération physico-chimique des roches éruptives.

Les éléments les plus importants dans la composition de ces roches sont le silicium et l’oxygène. Aluminium, fer, magnésium, calcium, sodium et potassium sont aussi bien représentés.

Les roches éruptives les plus répandues sont les basaltes (ignés) et les granites (plutoniques). La composition moyenne de ces deux types de roches est donnée dans le tableau suivant en pourcentage des oxydes en poids :

Les roches sont des composés de minéraux, dans lesquels les cristaux sont plus ou moins bien formés, et plus ou moins gros. La cristallisation dépend de la température, de la vitesse de refroidissement (cristallisation fractionnée), de la pression. Les minéraux constituant les roches éruptives sont presque uniquement des silicates : quartz, feldspaths, feldspathoïdes, micas, amphiboles, pyroxènes et péridots. Les sulfures sont bien moins fréquents.

Variolite

La variolite se trouve sous forme de galets dans les alluvions de la Durance. Elle est vert foncé, avec des varioles (taches rondes) vert plus clair.

Feldspaths

Les feldspaths sont les minéraux les plus abondants de l’écorce terrestre. Ils contiennent la majeure partie de l’aluminium terrestre, ainsi que la plupart du sodium, du potassium, du calcium et du silicium. Ils s’altèrent à l’air et donnent les argiles, ainsi que certains minéraux alumineux. La bauxite en est un, et ses gisements de Provence ont été utilisés pour extraire l’aluminium.

Le nom vient du suédois, et dérive des deux racines feldt = champ labouré, et spat = cristal. La première des deux fait référence à la présence fréquente du feldspath dans des arènes granitiques.

Ce sont des tectosilicates, très complexes par les mélanges divers possibles. Les propriétés physiques de ces mélanges permettent d’utiliser les feldspaths comme des thermomètres géologiques.

La dureté d’une roche ou d’un minéral est une propriété qui se mesure en essaynt de le rayer. Si le minéral se raye à l’ongle, sa dureté est 1 (celle du talc)  si seul le diamant peut rayer, la dureté est de 10 (les pierres précieuses sont celles dont la dureté est supérieure à 7).

Les feldspaths ont une dureté de l’ordre de 6 à 6,5 ; densité faible de l’ordre de 2,5 à 2,8 ; indice de réfraction entre 1,52 et 1,58.

Les feldspaths ont une formule chimique très complexe. Il existe plusieurs groupes chimiques différents, et un feldspath en est un mélange. Ces groupes sont :

•  feldspath sodique : albite NaAlSi₃O₈ ;
•  feldspath calcique : anorthite CaAl₂Si₂O₈ ;
•  feldspath potassique : orthose KAlSi₃O₈.

Tout feldspath se représente par la formule Ab_x An_y Or_z avec x + y + z = 100.

Quelques feldspaths : adulaire ou pierre de lune (ce nom est donné uniquement pour son aspect laiteux et bleuté) ; sanidine, oligoclase, andésine, labrador, bytownite, anorthite, microcline, plagioclase.

Les feldspaths entrent dans la composition de nombreuses roches, éruptives, métamorphiques, et exceptionnellement sédimentaires. Dans ce dernier cas, on trouve des cristaux détritiques de feldspaths inclus dans des grès. Mais il existe aussi quelques feldspaths formés dans des terrains sédimentaires.

Le granite est formé de quartz, de mica et de feldspaths. Les basaltes en contiennent également beaucoup.

Pyroxènes

Les pyroxènes sont des silicates ferro-magnésiens. Ce sont les plus fréquents et les plus abondants.

Ils sont présents dans les roches éruptives principalement, et dans certaines roches métamorphiques. Ils n’apparaissent qu’exceptionnellement dans des roches sédimentaires. La raison en est qu’ils sont rapidement détruits par l’eau. Ils se forment à haute température et à haute pression.

Ils cristallisent dans le système orthorhombique, ou dans le système monoclinique. Leur grande variété est due à des substitutions de certains de leurs atomes par d’autres (substitutions isomorphes).

Leur densité est de l’ordre de 3,5 en moyenne, atteignant 3 pour les pyroxènes alcalins, et 4 pour les plus riches en fer. Leur dureté est comprise entre 5 et 6, donc inférieure à celle du quartz. L’indice de réfraction varie entre 1,65 et 1,85. Leur couleur dépend de leur nature chimique : verdâtre si le calcium domine, brûnatre si c’est le magnésium.

La formule générale est M₂Si₂O₆, où M est Ca, Mg ou Fe. La structure est constituée de chaînes de tétraèdres SiO₄, reliés par deux en partageant une arête. Ainsi, deux atomes O sont communs à deux tétraèdres, ce qui fait que la maille élémentaires est de formule Si₂O₆. Une telle maille montre un excédent de 4 charges négatives, qui doivent être équilibrées, pour former un cristal neutre. C’est ce qui explique la présence de M₂, où M présente un excès de deux charges positives. Le groupe M₂ peut être substitué par LiAl, NaAl.

Des structures plus complexes sont possibles, par exemple M₂ est substitué par NaFe qui présente 3 charges positives et non deux. Des atomes supplémentaires, insterstitiels, sont alors requis pour équilibrer la structure. Ces atomes peuvent se placer en deux types de sites différents, ce qui donne deux familles de pyroxènes :

•  les orthopyroxènes : site entouré de 6 oxygènes, de petite taille, accueillant de petits ions Mg, Fe. La cristallisation est orthorhombique.
•  les clinopyroxènes : sites entouré de 8 oxygènes, plus grands, donnant assez de place pour des ions plus volumineux Ca, Na. La cristallisation est monoclinique.

Une propriété intéressante des pyroxènes tient à leur comportement en température. Un orthopyroxène chauffé vers 1.100° change de structure cristalline, et devient monoclinique. L’agitation thermique des atomes augmente le volume disponible, et permet aux ions de se déplacer vers les sites monocliniques. Si on considère un pyroxène contenant à la fois des ions de petite et de grande taille, on aboutit à des structures intermédiaires complexes. Leur étude est délicate, mais le résultat est très intéressant : il permet de remonter à l’histoire du minéral, et de connaître les températures auxquelles il a été soumis.

Quelques pyroxènes

Les orthopyroxènes : enstatite Mg₂Si₂O₆ et ferrosilite Fe₂Si₂O₆ sont les deux extrêmes des orthopyroxènes ; les termes intermédiaires sont les hyperstènes.

Les pyroxènes calciques : diopside CaMgSi₂O₆ ; hedenbergite CaFeSi₂O₆ ; le groupe des augites pauvres en Ca et riches en Cr, Ti, et Al ; pigeonnites très pauvre en calcium.

Les pyroxènes alcalins : spodumène LiAlSi₂O₆ ; jadéite NaAlSi₂O₆ ; aegyrine NaFeSi₂O₆.

Cette liste est loin d’être limitative !

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