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3.4 : Minéraux silicatés - Géosciences

3.4 : Minéraux silicatés - Géosciences


Les minéraux sont classés en fonction de leur composition et de leur structure. Les minéraux de silicate sont construits autour d'un ion moléculaire appelé le tétraèdre silicium-oxygène. Un tétraèdre a une forme pyramidale avec quatre côtés et quatre coins. Les minéraux silicatés forment le plus grand groupe de minéraux sur Terre, comprenant la grande majorité du manteau et de la croûte terrestre. Sur les près de quatre mille minéraux connus sur Terre, la plupart sont rares. Il n'y en a que quelques-uns qui composent la plupart des roches susceptibles d'être rencontrées par des créatures vivant à la surface comme nous. Ceux-ci sont généralement appelés les minéraux formant des roches.

Le tétraèdre silicium-oxygène (SiO4) se compose d'un seul atome de silicium au centre et de quatre atomes d'oxygène situés aux quatre coins du tétraèdre. Chaque ion oxygène a une charge -2 et l'ion silicium a une charge +4. L'ion silicium partage l'un de ses quatre électrons de valence avec chacun des quatre ions oxygène dans une liaison covalente pour créer une figure pyramidale géométrique symétrique à quatre côtés. Seule la moitié des électrons de valence de l'oxygène sont partagés, donnant au tétraèdre silicium-oxygène une charge ionique de -4. Ce tétraèdre silicium-oxygène forme des liaisons avec de nombreuses autres combinaisons d'ions pour former le grand groupe de minéraux silicatés.

L'ion silicium est beaucoup plus petit que les ions oxygène (voir les figures) et s'insère dans un petit espace au centre des quatre grands ions oxygène, voyez si la boule supérieure est retirée (comme indiqué sur la figure à droite). Parce qu'un seul des électrons de valence des oxygènes de coin est partagé, le tétraèdre silicium-oxygène a des coins chimiquement actifs disponibles pour former des liaisons avec d'autres tétraèdres de silice ou d'autres ions chargés positivement tels que Al+3, Fe+2,+3, mg+2, K+1, N / A+1, et Ca+2. En fonction de nombreux facteurs, tels que la chimie originale du magma, les tétraèdres silice-oxygène peuvent se combiner avec d'autres tétraèdres dans plusieurs configurations différentes. Par exemple, les tétraèdres peuvent être isolés, attachés en chaînes, feuilles ou structures tridimensionnelles. Ces combinaisons et d'autres créent la structure chimique dans laquelle des ions chargés positivement peuvent être insérés pour des compositions chimiques uniques formant des groupes minéraux de silicate.

Les silicates ferromagnésiens noirs

La famille Olivine

L'olivine est le principal composant minéral de la roche du manteau, comme la péridotite et le basalte. Il est typiquement vert lorsqu'il n'est pas altéré. La formule chimique est (Fe,Mg)2SiO4. Comme décrit précédemment, la virgule entre le fer (Fe) et le magnésium (Mg) indique que ces deux éléments se trouvent dans une solution solide. À ne pas confondre avec une solution liquide, une solution solide se produit lorsque deux éléments ou plus ont des propriétés similaires et peuvent se substituer librement les uns aux autres au même endroit dans la structure cristalline.

L'olivine est considérée comme une famille de minéraux en raison de la capacité du fer et du magnésium à se substituer l'un à l'autre. Le fer et le magnésium de la famille des olivines indiquent une solution solide formant une série de composition au sein du groupe minéral qui peut former des cristaux de tout le fer en tant qu'élément final et de tous les mélanges de fer et de magnésium entre eux et tout le magnésium à l'autre extrémité. Différents noms de minéraux sont appliqués aux compositions entre ces membres finaux. Dans la série de minéraux de l'olivine, les ions fer et magnésium dans la solution solide ont à peu près la même taille et la même charge, de sorte que l'un ou l'autre atome peut s'adapter au même endroit dans les cristaux en croissance. Dans le magma refroidissant, les cristaux minéraux continuent de croître jusqu'à ce qu'ils se solidifient en roche ignée. Les quantités relatives de fer et de magnésium dans le magma parent déterminent les minéraux de la série. D'autres éléments plus rares avec des propriétés similaires au fer ou au magnésium, comme le manganèse (Mn), peuvent se substituer à la structure cristalline de l'olivine en petites quantités. De telles substitutions ioniques dans les cristaux minéraux donnent naissance à une grande variété de minéraux et sont souvent responsables de différences de couleur et d'autres propriétés au sein d'un groupe ou d'une famille de minéraux. L'olivine a un membre terminal en fer pur (appelé fayalite) et un membre terminal en magnésium pur (appelé forstérite). Chimiquement, l'olivine est principalement de la silice, du fer et du magnésium et est donc regroupée parmi les ferromagnésiens de couleur foncée (fer=ferro, magnésium=magnésien) ou mafique minéraux, contraction de leurs symboles chimiques Ma et Fe. Les minéraux mafiques sont également appelés minéraux ferromagnésiens de couleur foncée. Ferro signifie fer et magnésien fait référence au magnésium.

La structure cristalline de l'olivine est construite à partir de tétraèdres de silice indépendants. Les minéraux ayant des structures tétraédriques indépendantes sont appelés néosilicates (ou orthosilicates). En plus de l'olivine, d'autres minéraux néosilicatés courants comprennent le grenat, la topaze, la kyanite et le zircon.

Deux autres arrangements similaires de tétraèdres ont une structure proche des néosilicates et se classent vers le prochain groupe de minéraux, les pyroxènes. Dans une variante des tétraèdres indépendants appelés sorosilicates, il existe des minéraux qui partagent un oxygène entre deux tétraèdres et comprennent des minéraux comme l'épidote vert pistache, une pierre précieuse. Une autre variante est les cyclosilicates, qui, comme leur nom l'indique, se composent d'anneaux tétraédriques et comprennent des pierres précieuses telles que le béryl, l'émeraude, l'aigue-marine et la tourmaline.

Famille Pyroxène

Le pyroxène est une autre famille de minéraux ferromagnésiens foncés, généralement de couleur noire ou vert foncé. Les membres de la famille des pyroxènes ont une composition chimique complexe qui comprend du fer, du magnésium, de l'aluminium et d'autres éléments liés aux tétraèdres de silice polymérisés. Polymères sont des chaînes, des feuilles ou des structures tridimensionnelles et sont formées de plusieurs tétraèdres liés de manière covalente via leurs atomes d'oxygène de coin. Les pyroxènes se trouvent couramment dans les roches ignées mafiques telles que la péridotite, le basalte et le gabbro, ainsi que dans les roches métamorphiques comme l'éclogite et le schiste bleu.

Les pyroxènes sont construits à partir de longues chaînes simples de tétraèdres de silice polymérisés dans lesquels les tétraèdres partagent deux oxygènes de coin. Les chaînes de silice sont liées ensemble dans les structures cristallines par des cations métalliques. Un membre commun de la famille des pyroxènes est l'augite, elle-même contenant plusieurs séries de solutions solides de formule chimique complexe (Ca,Na)(Mg,Fe,Al,Ti)(Si,Al)2O6 qui donne lieu à un certain nombre de noms de minéraux individuels.

Cette structure cristalline monocaténaire se lie à de nombreux éléments, qui peuvent également se substituer librement les uns aux autres. La composition chimique généralisée du pyroxène est XZ(Al,Si)2O6. X représente les ions Na, Ca, Mg ou Fe, et Z représente Mg, Fe ou Al. Ces ions ont des tailles ioniques similaires, ce qui permet de nombreuses substitutions possibles entre eux. Bien que les cations puissent se substituer librement les uns aux autres dans le cristal, ils portent des charges ioniques différentes qui doivent être équilibrées dans la structure cristalline finale. Par exemple, Na a une charge de +1, mais Ca a une charge de +2. Si un Na+ substituts d'ions pour un Ca+2 ion, il crée une charge inégale qui doit être équilibrée par d'autres substitutions ioniques ailleurs dans le cristal. Notez que la taille ionique est plus importante que la charge ionique pour que les substitutions se produisent dans les séries de solutions solides dans les cristaux.

Famille amphibole

Les minéraux amphiboles sont construits à partir de doubles chaînes de silice polymérisées et sont également appelés inosilicates. Imaginez deux chaînes de pyroxène qui se connectent en partageant le troisième oxygène sur chaque tétraèdre. Les amphiboles se trouvent généralement dans les roches ignées et métamorphiques et ont généralement une longue lame habitude de cristal. L'amphibole la plus commune, la hornblende, est généralement noire ; cependant, ils viennent dans une variété de couleurs en fonction de leur composition chimique. La roche métamorphique, l'amphibolite, est principalement composée de minéraux amphiboles.

Les amphiboles sont composés de fer, de magnésium, d'aluminium et d'autres cations liés à des tétraèdres de silice. Ces minéraux ferromagnésiens foncés se trouvent couramment dans le gabbro, le basalte, la diorite et forment souvent les taches noires du granit. Leur formule chimique est très complexe et généralement écrite comme (RSi4O11)2, où R représente de nombreux cations différents. Par exemple, il peut également être écrit plus exactement comme AX2Z5((Si,Al,Ti)8O22)(OH,F,Cl,O)2. Dans cette formule, A peut être Ca, Na, K, Pb ou blanc ; X est égal à Li, Na, Mg, Fe, Mn ou Ca; et Z est Li, Na, Mg, Fe, Mn, Zn, Co, Ni, Al, Cr, Mn, V, Ti ou Zr. Les substitutions créent une grande variété de couleurs telles que le vert, le noir, l'incolore, le blanc, le jaune, le bleu ou le marron. Les cristaux d'amphibole peuvent également contenir des ions hydroxyde (OH), qui se produit à partir d'une interaction entre les minéraux en croissance et l'eau dissoute dans le magma.

Silicates en feuille

Les silicates en feuille sont construits à partir de tétraèdres qui partagent leurs trois oxygènes dans les coins inférieurs, formant ainsi des feuilles de tétraèdres avec leurs coins supérieurs disponibles pour la liaison avec d'autres atomes. Les micas et les argiles sont des types courants de phyllosilicates, également appelés phyllosilicates. Les minéraux de mica se trouvent généralement dans les roches ignées et métamorphiques, tandis que les minéraux argileux se trouvent plus souvent dans les roches sédimentaires. Deux micas fréquemment trouvés sont la biotite de couleur foncée, fréquemment trouvée dans le granit, et la muscovite de couleur claire, trouvée dans la roche métamorphique appelée schiste.

Chimiquement, les silicates en feuille contiennent généralement du silicium et de l'oxygène dans un rapport de 2:5 (Si4O10). Les micas contiennent principalement de la silice, de l'aluminium et du potassium. Le mica biotite contient plus de fer et de magnésium et est considéré comme un minéral de silicate ferromagnésien. Les micas moscovites appartiennent aux minéraux silicatés felsiques. Le felsique est une contraction formée à partir du feldspath, le minéral dominant dans les roches felsiques.

L'illustration de la structure cristalline du mica montre les atomes d'angle O liés avec des atomes de K, Al, Mg, Fe et Si, formant des feuilles polymérisées de tétraèdres liés, avec une couche octaédrique de Fe, Mg ou Al, entre eux. Les ions potassium jaunes forment des liaisons de Van der Waals (attraction et répulsion entre atomes, molécules et surfaces) et maintiennent les feuilles ensemble. Les liaisons de Van der Waals diffèrent des liaisons covalentes et ioniques et existent ici entre les sandwichs, les maintenant ensemble dans une pile de sandwichs. Les liaisons de Van der Waals sont faibles par rapport aux liaisons au sein des feuilles, ce qui permet de séparer les sandwichs le long des couches de potassium. Cela donne au mica sa propriété caractéristique de se scinder facilement en feuilles.

Les minéraux argileux se trouvent dans les sédiments formés par l'altération des roches et constituent une autre famille de minéraux silicatés avec une structure en feuille tétraédrique. Les minéraux argileux forment une famille complexe et sont un composant important de nombreuses roches sédimentaires. D'autres silicates en feuille comprennent la serpentine et la chlorite, que l'on trouve dans les roches métamorphiques.

Les minéraux argileux sont composés de silicates d'aluminium hydratés. Un type d'argile, la kaolinite, a une structure semblable à un sandwich à face ouverte, le pain étant une seule couche de tétraèdres silicium-oxygène et une couche d'aluminium étalée dans une configuration octaédrique avec les oxygènes supérieurs des feuilles.

Cadres Silicates

Le quartz et le feldspath sont les deux minéraux les plus abondants dans la croûte continentale. En fait, le feldspath lui-même est le minéral le plus abondant dans la croûte terrestre. Il existe deux types de feldspath, l'un contenant du potassium et abondant dans les roches felsiques de la croûte continentale, et l'autre avec du sodium et du calcium abondants dans les roches mafiques de la croûte océanique. Avec le quartz, ces minéraux sont classés comme des silicates de charpente. Ils sont construits avec un cadre tridimensionnel de tétraèdres de silice dans lequel les quatre oxygènes des coins sont partagés avec les tétraèdres adjacents. Dans ces structures dans le feldspath se trouvent des trous et des espaces dans lesquels d'autres ions comme l'aluminium, le potassium, le sodium et le calcium peuvent s'insérer, donnant lieu à une variété de compositions minérales et de noms minéraux. Ils se trouvent généralement dans les roches ignées, telles que le granit, la rhyolite et le basalte, ainsi que dans les roches métamorphiques et les roches sédimentaires détritiques. Les roches sédimentaires détritiques sont composées de particules de roche érodées mécaniquement, comme le sable et le gravier. Le quartz est particulièrement abondant dans les roches sédimentaires détritiques car il est très résistant à la désintégration par altération.

Le quartz est composé de silice pure, SiO2 avec les tétraèdres disposés dans un cadre tridimensionnel. Les impuretés constituées d'atomes dans ce cadre donnent naissance à de nombreuses variétés de quartz parmi lesquelles des pierres précieuses comme l'améthyste, le quartz rose et la citrine. Les feldspaths sont principalement de la silice avec de l'aluminium, du potassium, du sodium et du calcium. feldspath orthose (KAlSi3O8), également appelé feldspath potassique ou spath K, est composé de silice, d'aluminium et de potassium. Le quartz et le feldspath orthose sont des minéraux felsiques. Felsique est le terme de composition appliqué aux minéraux ignés continentaux et aux roches qui contiennent une abondance de feldspath orthose. Un autre feldspath est le plagioclase de formule (Ca,Na)AlSi3O8, la solution solide (Ca,Na) indiquant une série de minéraux, une extrémité de la série avec le calcium CaAl2Si2O8, appelé anorthite, et l'autre extrémité avec du sodium NaAlSi3O8, appelé albite. Notez comment le minéral s'adapte à la substitution de Ca++ et Na+. Les minéraux de cette série de solutions solides ont différents noms de minéraux.

Notez que l'aluminium, qui a une taille ionique similaire au silicium, peut remplacer le silicium à l'intérieur des tétraèdres (voir figure). Parce que les ions potassium sont beaucoup plus gros que les ions sodium et calcium, qui sont de taille très similaire, l'incapacité du réseau cristallin à accueillir à la fois le potassium et le sodium/calcium donne naissance aux deux familles de feldspath : orthose et plagioclase respectivement. Les silicates de charpente sont appelés tectosilicates et comprennent les feldspathoïdes et les zéolites riches en métaux alcalins.


21 3.4 Classification des roches ignées

Comme cela a déjà été décrit, les roches ignées sont classées en quatre catégories, en fonction de leur chimie ou de leur composition minérale : felsique, intermédiaire, mafique et ultramafique. Le diagramme de la figure 3.16 peut être utilisé pour aider à classer les roches ignées selon leur composition minérale. Une caractéristique importante à noter sur ce diagramme est la ligne rouge séparant les silicates non ferromagnésiens en bas à gauche (feldspath K, quartz et plagioclase feldspath) des silicates ferromagnésiens en haut à droite (biotite, amphibole, pyroxène et olivine ). Lors de la classification des roches ignées intrusives, la première chose à considérer est le pourcentage de silicates ferromagnésiens. C'est relativement facile dans la plupart des roches ignées car les minéraux ferromagnésiens sont clairement plus foncés que les autres. En même temps, il est assez difficile d'estimer les proportions de minéraux dans une roche.

D'après la position de la ligne rouge sur la figure 3.16, il est évident que les roches felsiques peuvent contenir environ 1 % à 20 % de silicates ferromagnésiens (la ligne rouge coupe le côté gauche de la zone felsique à 1 % de la distance du sommet de la diagramme, et il coupe le côté droit de la zone felsique à 20 % de la distance du sommet). Les roches intermédiaires contiennent entre 20 % et 50 % de silicates ferromagnésiens et les roches mafiques contiennent 50 à 100 % de silicates ferromagnésiens. Pour être plus précis, les roches felsiques contiennent généralement de la biotite et/ou des amphiboles, les roches intermédiaires contiennent de l'amphibole et, dans certains cas, le pyroxène et les roches mafiques contiennent du pyroxène et, dans certains cas, de l'olivine.

Figure 3.16 Un schéma de classification simplifié des roches ignées en fonction de leurs compositions minérales [SE]

Si l'on se concentre sur les silicates non ferromagnésiens, il est évident que les roches felsiques peuvent avoir de 0% à 35% de K-feldspath, de 25% à 35% de quartz (l'épaisseur verticale du champ de quartz varie de 25% à 35% ), et de 25 % à 50 % de plagioclase (et ce plagioclase sera riche en sodium, ou albitique). Les roches intermédiaires peuvent contenir jusqu'à 25 % de quartz et 50 à 75 % de plagioclase. Les roches mafiques n'ont que du plagioclase (jusqu'à 50%), et ce plagioclase sera riche en calcium ou anorthitique.

Des exercices

Exercice 3.5 Proportions minérales dans les roches ignées

Les lignes noires en pointillés dans le diagramme représentent quatre roches ignées. Complétez le tableau en estimant les proportions minérales des quatre roches (à 10 % près).

Indice : Roches b et sont le début le plus facile avec ceux-ci.

La figure 3.17 fournit une représentation schématique des proportions de minéraux sombres dans les roches de couleur claire. Vous pouvez l'utiliser lorsque vous essayez d'estimer la teneur en minéraux ferromagnésiens de roches réelles, et vous pouvez vous entraîner à le faire en effectuant l'exercice 3.6.

/> Figure 3.17 Un guide pour estimer les proportions de minéraux sombres dans les roches de couleur claire

Des exercices

Exercice 3.6 Proportions de silicates ferromagnésiens

Les quatre roches ignées présentées ci-dessous ont des proportions différentes de silicates ferromagnésiens. Estimez ces proportions à l'aide des diagrammes de la figure 3.17, puis utilisez la figure 3.16 pour déterminer le nom probable de la roche pour chacun.

___% ___% ___% ___%
__________ __________ __________ __________

Les roches ignées sont également classées selon leurs textures. Les textures des roches volcaniques seront discutées au chapitre 4, nous n'examinerons donc ici que les différentes textures des roches ignées intrusives. Presque toutes les roches ignées intrusives ont des cristaux suffisamment gros pour être vus à l'œil nu, et nous utilisons le terme phanéritique (du mot grec phanéros sens visible) pour décrire cela. Cela signifie généralement qu'ils sont plus grands qu'environ 0,5 mm - l'épaisseur d'une ligne forte faite avec un stylo à bille. (Si les cristaux sont trop petits pour être distingués, ce qui est typique de la plupart des roches volcaniques, nous utilisons le terme aphanitique .) Les roches intrusives illustrées à la figure 3.13 sont toutes phanéritiques, tout comme celles illustrées à l'exercice 3.6.

En général, la taille des cristaux est proportionnelle à la vitesse de refroidissement. Plus le temps de refroidissement d'un corps de magma est long, plus les cristaux seront gros. Il n'est pas rare de voir une roche ignée intrusive avec des cristaux jusqu'à un centimètre de long. Dans certaines situations, en particulier vers la fin de la phase de refroidissement, le magma peut devenir riche en eau. La présence d'eau liquide (encore liquide à haute température car sous pression) favorise le mouvement relativement aisé des ions, ce qui permet aux cristaux de grossir, parfois jusqu'à plusieurs centimètres (figure 3.18). Comme déjà décrit, si une roche ignée subit un processus de refroidissement en deux étapes, sa texture sera porphyrique (Figure 3.15).

Figure 3.18 Une pegmatite avec du mica, du quartz et de la tourmaline (noire) de la mine White Elephant, Dakota du Sud [de http://en.wikipedia.org/wiki/Pegmatite#mediaviewer/File:We-pegmatite.jpg]


3.4 : Minéraux silicatés - Géosciences

La croûte continentale est composée principalement de huit éléments : O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K, Mg.

Le bloc de construction de base des silicates est le silice-tétraèdre.

[Étudier la figure 3.10 à la page 56 du texte]

Ces tétraèdres peuvent se combiner en chaînes, en feuilles ou en structures tridimensionnelles complexes pour produire les minéraux de silicate qui ont diverses propriétés.

[Étudier le tableau 3.3 à la page 63 du texte

Groupes minéraux importants

Nous classons les minéraux en fonction des anions impliqués dans les composés.

Minéraux de la Terre

de la Terre cœur est principalement du fer et du nickel avec une petite quantité d'un élément plus léger, peut-être de l'oxygène ou du soufre.

le Manteau est presque entièrement silicatée et riche en magnésium. Les minéraux d'olivine et de pyroxène sont les plus courants et un minéral alumineux. Trois éléments de preuve pour le manteau supérieur :

La Terre a deux types de croûte - océanique et continentale.

La croûte océanique est composée de basalte, résultat de la fonte partielle du manteau. Il est riche en Mg, Fe, Ca, Al qui sont dans les minéraux olivine, pyroxène plagioclase feldspath.

Croûte continentale diversifiée, ancienne et composée d'éléments incompatibles qui s'intègrent mal aux minéraux stables du manteau (K et Na). Les éléments sont concentrés dans des minéraux de faible densité tels que le quartz et le feldspath.


3.4 : Minéraux silicatés - Géosciences

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2.4 Minéraux silicatés

La grande majorité des minéraux qui composent les roches de la croûte terrestre sont des minéraux silicatés. Ceux-ci comprennent des minéraux tels que le quartz, le feldspath, le mica, l'amphibole, le pyroxène, l'olivine et une grande variété de minéraux argileux. La pierre angulaire de tous ces minéraux est la tétraèdre de silice, une combinaison de quatre atomes d'oxygène et d'un atome de silicium. Ceux-ci sont disposés de telle sorte que les plans tracés à travers les atomes d'oxygène forment un tétraèdre (figure 2.6). Étant donné que l'ion silicium a une charge de +4 et que chacun des quatre ions oxygène a une charge de –2, le tétraèdre de silice a une charge nette de –4.

Dans les minéraux silicatés, ces tétraèdres sont disposés et liés entre eux de diverses manières, allant d'unités simples à des structures complexes (figure 2.9). La structure silicatée la plus simple, celle du minéral olivine, est composé de tétraèdres isolés liés à des ions fer et/ou magnésium. Dans l'olivine, la charge -4 de chaque tétraèdre de silice est équilibrée par deux bivalent (c'est-à-dire +2) des cations fer ou magnésium. L'olivine peut être soit Mg2SiO4 ou Fe2SiO4, ou une combinaison des deux (Mg,Fe)2SiO4. Les cations divalents du magnésium et du fer ont un rayon assez proche (0,73 contre 0,62 angström [1] ). En raison de cette similitude de taille et parce qu'ils sont tous deux des cations divalents (tous deux ont une charge de +2), le fer et le magnésium peuvent facilement se substituer l'un à l'autre dans l'olivine et dans de nombreux autres minéraux.

Figure 2.9 Configurations minérales de silicate. Les triangles représentent les tétraèdres de silice.
Configuration du tétraèdre Exemple de minéraux
Isolé (nésosilicates) Olivine, grenat, zircon, cyanite
Paires (sorosilicates) Epidote, zoisite
Anneaux (cyclosilicates) Tourmaline
Chaînes simples (inosilicates) Pyroxènes, wollastonite
Chaînes doubles (inosilicates) Amphiboles
Feuilles (phyllosilicates) Micas, minéraux argileux, serpentine, chlorite
Structure tridimensionnelle Charpente (tectosilicates) Feldspaths, quartz, zéolite

Exercice 2.3 Faire un tétraèdre

Découpez autour de l'extérieur de la forme (traits pleins et pointillés), puis pliez le long des traits pleins pour former un tétraèdre.

Si vous avez de la colle ou du ruban adhésif, fixez les languettes au tétraèdre pour le maintenir ensemble. Si vous n'avez pas de colle ou de ruban adhésif, faites une tranche le long de la fine ligne grise et insérez la languette pointue dans la fente.

Si vous faites cela dans une salle de classe, essayez de joindre votre tétraèdre avec d'autres en paires, anneaux, chaînes simples et doubles, feuilles et même cadres tridimensionnels.

Dans l'olivine, contrairement à la plupart des autres minéraux silicatés, les tétraèdres de silice ne sont pas liés les uns aux autres. Ils sont cependant liés au fer et/ou au magnésium comme le montre la figure 2.10.

Figure 2.10 Une représentation de la structure de l'olivine vue du dessus. La formule de cette olivine particulière, qui a trois ions Fe pour chaque ion Mg, pourrait s'écrire : Mg0.5Fe1.5SiO4.

Comme déjà noté, les ions +2 de fer et de magnésium sont de taille similaire (bien que pas tout à fait la même). Cela leur permet de se substituer les uns aux autres dans certains minéraux silicatés. En fait, les ions communs dans les minéraux silicatés ont une large gamme de tailles, comme le montre la figure 2.11. Tous les ions représentés sont des cations, à l'exception de l'oxygène. Notez que le fer peut exister à la fois sous forme d'ion +2 (s'il perd deux électrons lors de l'ionisation) ou sous forme d'ion +3 (s'il en perd trois). Fe 2+ est connu comme ferreux le fer. Fe 3+ est connu sous le nom ferrique le fer. Les rayons ioniques sont essentiels à la composition des minéraux silicatés, nous nous référerons donc à nouveau à ce diagramme.

Figure 2.11 Les rayons ioniques (tailles effectives) en angströms, de certains des ions communs dans les minéraux silicatés

La structure du pyroxène de silicate à chaîne unique est illustrée sur les figures 2.12 et 2.13. Dans pyroxène, les tétraèdres de silice sont liés entre eux en une seule chaîne, où un ion oxygène de chaque tétraèdre est partagé avec le tétraèdre adjacent, il y a donc moins d'oxygène dans la structure. Le résultat est que le rapport oxygène/silicium est inférieur à celui de l'olivine (3:1 au lieu de 4:1), et la charge nette par atome de silicium est moindre (-2 au lieu de -4), car moins de cations sont nécessaires pour équilibrer cette charge. Les compositions de pyroxène sont du type MgSiO3, FeSiO3, et CaSiO3, ou une combinaison de ceux-ci. Le pyroxène peut aussi s'écrire (Mg,Fe,Ca)SiO3, où les éléments entre parenthèses peuvent être présents dans n'importe quelle proportion. En d'autres termes, le pyroxène a un cation pour chaque tétraèdre de silice (par exemple, MgSiO3) tandis que l'olivine en a deux (par exemple, Mg2SiO4). Parce que chaque ion silicium est +4 et chaque ion oxygène est –2, les trois oxygènes (–6) et le silicium (+4) donnent une charge nette de –2 pour la chaîne unique de tétraèdres de silice. Dans le pyroxène, le seul cation divalent (2+) par tétraèdre équilibre cette charge -2. Dans l'olivine, il faut deux cations divalents pour équilibrer la charge -4 d'un tétraèdre isolé.

La structure du pyroxène est plus « permissive » que celle de l'olivine, ce qui signifie que des cations avec une plus large gamme de rayons ioniques peuvent s'y adapter. C'est pourquoi les pyroxènes peuvent contenir des cations fer (rayon 0,63 ) ou magnésium (rayon 0,72 ) ou calcium (rayon 1,00 ).

Figure 2.12 Une représentation de la structure du pyroxène. Les chaînes tétraédriques continuent à gauche et à droite et chacune est entrecoupée d'une série de cations divalents. S'il s'agit d'ions Mg, la formule est MgSiO3. Figure 2.13 Un seul tétraèdre de silice (à gauche) avec quatre ions oxygène par ion silicium (SiO4). Partie d'une seule chaîne de tétraèdres (à droite), où les atomes d'oxygène aux coins adjacents sont partagés entre deux tétraèdres (flèches). Pour une très longue chaîne, le rapport silicium/oxygène résultant est de 1 à 3 (SiO3).

Exercice 2.4 Privation d'oxygène

Le diagramme ci-dessous représente une seule chaîne dans un minéral silicaté. Comptez le nombre de tétraèdres par rapport au nombre d'ions oxygène (sphères jaunes). Chaque tétraèdre a un ion silicium, ce qui devrait donner le rapport de Si à O dans les silicates à chaîne unique (par exemple, le pyroxène).

Le schéma ci-dessous représente une double chaîne dans un minéral silicaté. Encore une fois, comptez le nombre de tétraèdres par rapport au nombre d'ions oxygène. Cela devrait vous donner le rapport de Si à O dans les silicates à double chaîne (par exemple, l'amphibole).

Dans amphibole structures, les tétraèdres de silice sont liés dans une double chaîne qui a un rapport oxygène sur silicium inférieur à celui du pyroxène, et donc encore moins de cations sont nécessaires pour équilibrer la charge. L'amphibole est encore plus permissif que le pyroxène et ses compositions peuvent être très complexes. La hornblende, par exemple, peut inclure le sodium, le potassium, le calcium, le magnésium, le fer, l'aluminium, le silicium, l'oxygène, le fluor et l'ion hydroxyle (OH - ).

Dans mica structures, les tétraèdres de silice sont disposés en feuilles continues, où chaque tétraèdre partage trois anions d'oxygène avec les tétraèdres adjacents. Il y a encore plus de partage d'oxygène entre les tétraèdres adjacents et donc moins de cations d'équilibrage de charge sont nécessaires pour les minéraux de silicate en feuille. La liaison entre les feuilles est relativement faible, ce qui explique le clivage unidirectionnel bien développé (figure 2.14). Biotite le mica peut contenir du fer et/ou du magnésium et cela en fait un ferromagnésien minéral de silicate (comme l'olivine, le pyroxène et l'amphibole). Chlorite est un autre minéral similaire qui comprend généralement du magnésium. Dans moscovite mica, les seuls cations présents sont l'aluminium et le potassium, c'est donc un minéral de silicate non ferromagnésien.

Figure 2.14 Mica biotite (à gauche) et mica muscovite (à droite). Les deux sont des silicates en feuille et se divisent facilement en couches minces le long de plans parallèles aux feuilles. La biotite est foncée comme les autres silicates contenant du fer et/ou du magnésium (par exemple, l'olivine, le pyroxène et l'amphibole), tandis que la muscovite est de couleur claire. (Chaque échantillon mesure environ 3 cm de diamètre.)

Outre la muscovite, la biotite et la chlorite, il existe de nombreux autres silicates en feuille (ou alors phyllosilicates), qui existent généralement sous forme de fragments de la taille de l'argile (c'est-à-dire moins de 0,004 mm). Il s'agit notamment des minéraux argileux kaolinite, illite, et smectite, et bien qu'ils soient difficiles à étudier en raison de leur très petite taille, ce sont des composants extrêmement importants des roches et surtout des sols.

Tous les minéraux de silicate en feuille ont également de l'eau dans leur structure.

Les tétraèdres de silice sont liés dans des cadres tridimensionnels à la fois dans le feldspaths et quartz. Ceux-ci sont minéraux non ferromagnésiens - ils ne contiennent ni fer ni magnésium. En plus des tétraèdres de silice, les feldspaths comprennent les cations aluminium, potassium, sodium et calcium dans diverses combinaisons. Le quartz ne contient que des tétraèdres de silice.

Les trois principaux feldspath les minéraux sont feldspath potassique, (alias. K-feldspath ou spar K) et deux types de feldspath plagioclase : albiter (sodium uniquement) et anorthite (calcium uniquement). Comme c'est le cas pour le fer et le magnésium dans l'olivine, il existe une gamme continue de compositions (série des solutions solides) entre l'albite et l'anorthite dans le plagioclase. En effet, les ions calcium et sodium sont presque identiques en taille (1,00 contre 0,99 ). Toute composition intermédiaire entre CaAl2Si3O8 et NaAlSi3O8 peut exister (figure 2.15). C'est un peu surprenant car, bien qu'ils soient de taille très similaire, les ions calcium et sodium n'ont pas la même charge (Ca 2+ contre Na+). Ce problème est expliqué par la substitution correspondante de Al 3+ pour Si 4+ . Par conséquent, l'albite est NaAlSi3O8 (un Al et trois Si) tandis que l'anorthite est CaAl2Si2O8 (deux Al et deux Si), et les feldspaths plagioclases de composition intermédiaire ont des proportions intermédiaires d'Al et de Si. C'est ce qu'on appelle une "substitution couplée".

Les feldspaths plagioclases de composition intermédiaire sont l'oligoclase (10 à 30 % de Ca), l'andésine (30 à 50 % de Ca), la labradorite (50 à 70 % de Ca) et la bytownite (70 à 90 % de Ca). K-feldspath (KAlSi3O8) a une structure légèrement différente de celle du plagioclase, en raison de la plus grande taille de l'ion potassium (1,37 ) et en raison de cette grande taille, le potassium et le sodium ne se substituent pas facilement, sauf à haute température. Ces feldspaths à haute température ne se trouvent probablement que dans les roches volcaniques, car les roches ignées intrusives se refroidissent suffisamment lentement à des températures basses pour que les feldspaths se transforment en l'une des formes à basse température.

Figure 2.15 Compositions des minéraux de feldspath

Dans quartz (SiO2), les tétraèdres de silice sont liés dans une trame tridimensionnelle « parfaite ». Chaque tétraèdre est lié à quatre autres tétraèdres (avec un oxygène partagé à chaque coin de chaque tétraèdre), et par conséquent, le rapport silicium/oxygène est de 1:2. Étant donné que le seul cation silicium a une charge de +4 et que les deux anions d'oxygène ont chacun une charge de –2, la charge est équilibrée. Il n'y a pas besoin d'aluminium ou d'aucun des autres cations tels que le sodium ou le potassium. La dureté et l'absence de clivage dans le quartz résultent des fortes liaisons covalentes/ioniques caractéristiques du tétraèdre de silice.

Exercice 2.5 Silicates ferromagnésiens ?

Les minéraux silicatés sont classés comme ferromagnésiens ou non ferromagnésiens selon qu'ils contiennent ou non du fer (Fe) et/ou du magnésium (Mg) dans leur formule. Un certain nombre de minéraux et leurs formules sont énumérés ci-dessous. Pour chacun, indiquez s'il s'agit ou non d'un silicate ferromagnésien.

Minéral Formule Silicate ferromagnésien ?
olivine (Mg,Fe)2SiO4
pyrite FeS2
plagioclase CaAl2Si2O8
pyroxène MgSiO3
hématite Fe2O3
orthose KAlSi3O8
quartz SiO2
Minéral Formule* Silicate ferromagnésien ?
amphibole Fe7Si8O22(OH)2
moscovite K2Al4 Si6Al2O20(OH)4
magnétite Fe3O4
biotite K2Fe4Al2Si6Al4O20(OH)4
dolomie (Ca,Mg)CO3
grenat Fe2Al2Si3O12
serpentin mg3Si2O5(OH)4

*Certaines formules, notamment les plus compliquées, ont été simplifiées.


Variétés de vésuvianite

Le nom "Californite" est utilisé pour une variété massive verte de vésuvianite trouvée dans les comtés de Fresno, Siskiyou et Tulare, en Californie. It polishes to a greasy luster and has an appearance that imitates jade. Californite is cut into cabochons and used as an ornamental stone. It is sometimes called "California jade" or "American jade", which are misnomers that should be avoided.

"Cyprine" is a name used for blue idocrase that might be colored by trace amounts of copper.

"Fluorvesuvianite" is a white variety of vesuvianite in which F exceeds OH.


12 2.4 Silicate Minerals

The vast majority of the minerals that make up the rocks of Earth’s crust are silicate minerals. These include minerals such as quartz, feldspar, mica, amphibole, pyroxene, olivine, and a great variety of clay minerals. The building block of all of these minerals is the silica tetrahedron, a combination of four oxygen atoms and one silicon atom. These are arranged such that planes drawn through the oxygen atoms form a tetrahedron (Figure 2.6). Since the silicon ion has a charge of +4 and each of the four oxygen ions has a charge of –2, the silica tetrahedron has a net charge of –4.

In silicate minerals, these tetrahedra are arranged and linked together in a variety of ways, from single units to complex frameworks (Figure 2.9). The simplest silicate structure, that of the mineral olivine, is composed of isolated tetrahedra bonded to iron and/or magnesium ions. In olivine, the –4 charge of each silica tetrahedron is balanced by two divalent (i.e., +2) iron or magnesium cations. Olivine can be either Mg2SiO4 ou Fe2SiO4, or some combination of the two (Mg,Fe)2SiO4. The divalent cations of magnesium and iron are quite close in radius (0.73 versus 0.62 angstroms [1] ). Because of this size similarity, and because they are both divalent cations (both have a charge of +2), iron and magnesium can readily substitute for each other in olivine and in many other minerals.

Figure 2.9 Silicate mineral configurations. The triangles represent silica tetrahedra.
Tetrahedron Configuration Example Minerals
Isolated (nesosilicates) Olivine, garnet, zircon, kyanite
Pairs (sorosilicates) Epidote, zoisite
Rings (cyclosilicates) Tourmaline
Single chains (inosilicates) Pyroxenes, wollastonite
Double chains (inosilicates) Amphiboles
Sheets (phyllosilicates) Micas, clay minerals, serpentine, chlorite
3-dimensional structure Framework (tectosilicates) Feldspars, quartz, zeolite

Exercise 2.3 Make a Tetrahedron

Cut around the outside of the shape (solid lines and dotted lines), and then fold along the solid lines to form a tetrahedron.

If you have glue or tape, secure the tabs to the tetrahedron to hold it together. If you don’t have glue or tape, make a slice along the thin grey line and insert the pointed tab into the slit.

If you are doing this in a classroom, try joining your tetrahedron with others into pairs, rings, single and double chains, sheets, and even three-dimensional frameworks.

In olivine, unlike most other silicate minerals, the silica tetrahedra are not bonded to each other. They are, however, bonded to the iron and/or magnesium as shown on Figure 2.10.

Figure 2.10 A depiction of the structure of olivine as seen from above. The formula for this particular olivine, which has three Fe ions for each Mg ion, could be written: Mg0.5Fe1.5SiO4.

As already noted, the +2 ions of iron and magnesium are similar in size (although not quite the same). This allows them to substitute for each other in some silicate minerals. In fact, the common ions in silicate minerals have a wide range of sizes, as shown in Figure 2.11. All of the ions shown are cations, except for oxygen. Note that iron can exist as both a +2 ion (if it loses two electrons during ionization) or a +3 ion (if it loses three). Fe 2+ is known as ferreux iron. Fe 3+ is known as ferric iron. Ionic radii are critical to the composition of silicate minerals, so we’ll be referring to this diagram again.

Figure 2.11 The ionic radii (effective sizes) in angstroms, of some of the common ions in silicate minerals

The structure of the single-chain silicate pyroxene is shown on Figures 2.12 and 2.13. Dans pyroxene, silica tetrahedra are linked together in a single chain, where one oxygen ion from each tetrahedron is shared with the adjacent tetrahedron, hence there are fewer oxygens in the structure. The result is that the oxygen-to-silicon ratio is lower than in olivine (3:1 instead of 4:1), and the net charge per silicon atom is less (–2 instead of –4), since fewer cations are necessary to balance that charge. Pyroxene compositions are of the type MgSiO3, FeSiO3, and CaSiO3, or some combination of these. Pyroxene can also be written as (Mg,Fe,Ca)SiO3, where the elements in the brackets can be present in any proportion. In other words, pyroxene has one cation for each silica tetrahedron (e.g., MgSiO3) while olivine has two (e.g., Mg2SiO4). Because each silicon ion is +4 and each oxygen ion is –2, the three oxygens (–6) and the one silicon (+4) give a net charge of –2 for the single chain of silica tetrahedra. In pyroxene, the one divalent cation (2+) per tetrahedron balances that –2 charge. In olivine, it takes two divalent cations to balance the –4 charge of an isolated tetrahedron.

The structure of pyroxene is more “permissive” than that of olivine — meaning that cations with a wider range of ionic radii can fit into it. That’s why pyroxenes can have iron (radius 0.63 Å) or magnesium (radius 0.72 Å) or calcium (radius 1.00 Å) cations.

Figure 2.12 A depiction of the structure of pyroxene. The tetrahedral chains continue to left and right and each is interspersed with a series of divalent cations. If these are Mg ions, then the formula is MgSiO3. Figure 2.13 A single silica tetrahedron (left) with four oxygen ions per silicon ion (SiO4). Part of a single chain of tetrahedra (right), where the oxygen atoms at the adjoining corners are shared between two tetrahedra (arrows). For a very long chain the resulting ratio of silicon to oxygen is 1 to 3 (SiO3).

Exercise 2.4 Oxygen Deprivation

The diagram below represents a single chain in a silicate mineral. Count the number of tetrahedra versus the number of oxygen ions (yellow spheres). Each tetrahedron has one silicon ion so this should give the ratio of Si to O in single-chain silicates (e.g., pyroxene).

The diagram below represents a double chain in a silicate mineral. Again, count the number of tetrahedra versus the number of oxygen ions. This should give you the ratio of Si to O in double-chain silicates (e.g., amphibole).

Dans amphibole structures, the silica tetrahedra are linked in a double chain that has an oxygen-to-silicon ratio lower than that of pyroxene, and hence still fewer cations are necessary to balance the charge. Amphibole is even more permissive than pyroxene and its compositions can be very complex. Hornblende, for example, can include sodium, potassium, calcium, magnesium, iron, aluminum, silicon, oxygen, fluorine, and the hydroxyl ion (OH – ).

Dans mica structures, the silica tetrahedra are arranged in continuous sheets, where each tetrahedron shares three oxygen anions with adjacent tetrahedra. There is even more sharing of oxygens between adjacent tetrahedra and hence fewer charge-balancing cations are needed for sheet silicate minerals. Bonding between sheets is relatively weak, and this accounts for the well-developed one-directional cleavage (Figure 2.14). Biotite mica can have iron and/or magnesium in it and that makes it a ferromagnesian silicate mineral (like olivine, pyroxene, and amphibole). Chlorite is another similar mineral that commonly includes magnesium. Dans muscovite mica, the only cations present are aluminum and potassium hence it is a non-ferromagnesian silicate mineral.

Figure 2.14 Biotite mica (left) and muscovite mica (right). Both are sheet silicates and split easily into thin layers along planes parallel to the sheets. Biotite is dark like the other iron- and/or magnesium-bearing silicates (e.g., olivine, pyroxene, and amphibole), while muscovite is light coloured. (Each sample is about 3 cm across.)

Apart from muscovite, biotite, and chlorite, there are many other sheet silicates (ou alors phyllosilicates), which usually exist as clay-sized fragments (i.e., less than 0.004 mm). These include the clay minerals kaolinite, illite, et smectite, and although they are difficult to study because of their very small size, they are extremely important components of rocks and especially of soils.

All of the sheet silicate minerals also have water in their structure.

Silica tetrahedra are bonded in three-dimensional frameworks in both the feldspars et quartz. These are non-ferromagnesian minerals — they don’t contain any iron or magnesium. In addition to silica tetrahedra, feldspars include the cations aluminum, potassium, sodium, and calcium in various combinations. Quartz contains only silica tetrahedra.

Les trois principaux feldspar minerals are potassium feldspar, (a.k.a. K-feldspar or K-spar) and two types of plagioclase feldspar: albite (sodium only) and anorthite (calcium only). As is the case for iron and magnesium in olivine, there is a continuous range of compositions (solid solution series) between albite and anorthite in plagioclase. This is because the calcium and sodium ions are almost identical in size (1.00 Å versus 0.99 Å). Any intermediate compositions between CaAl2Si3O8 and NaAlSi3O8 can exist (Figure 2.15). This is a little bit surprising because, although they are very similar in size, calcium and sodium ions don’t have the same charge (Ca 2+ versus Na+). This problem is accounted for by corresponding substitution of Al 3+ for Si 4+ . Therefore, albite is NaAlSi3O8 (one Al and three Si) while anorthite is CaAl2Si2O8 (two Al and two Si), and plagioclase feldspars of intermediate composition have intermediate proportions of Al and Si. This is called a “coupled-substitution.”

The intermediate-composition plagioclase feldspars are oligoclase (10% to 30% Ca), andesine (30% to 50% Ca), labradorite (50% to 70% Ca), and bytownite (70% to 90% Ca). K-feldspar (KAlSi3O8) has a slightly different structure than that of plagioclase, owing to the larger size of the potassium ion (1.37 Å) and because of this large size, potassium and sodium do not readily substitute for each other, except at high temperatures. These high-temperature feldspars are likely to be found only in volcanic rocks because intrusive igneous rocks cool slowly enough to low temperatures for the feldspars to change into one of the lower-temperature forms.

Figure 2.15 Compositions of the feldspar minerals

Dans quartz (SiO2), the silica tetrahedra are bonded in a “perfect” three-dimensional framework. Each tetrahedron is bonded to four other tetrahedra (with an oxygen shared at every corner of each tetrahedron), and as a result, the ratio of silicon to oxygen is 1:2. Since the one silicon cation has a +4 charge and the two oxygen anions each have a –2 charge, the charge is balanced. There is no need for aluminum or any of the other cations such as sodium or potassium. The hardness and lack of cleavage in quartz result from the strong covalent/ionic bonds characteristic of the silica tetrahedron.

Exercise 2.5 Ferromagnesian Silicates?

Silicate minerals are classified as being either ferromagnesian or non-ferromagnesian depending on whether or not they have iron (Fe) and/or magnesium (Mg) in their formula. A number of minerals and their formulas are listed below. For each one, indicate whether or not it is a ferromagnesian silicate.

Minéral Formule Ferromagnesian Silicate?
olivine (Mg,Fe)2SiO4
pyrite FeS2
plagioclase CaAl2Si2O8
pyroxene MgSiO3
hematite Fe2O3
orthoclase KAlSi3O8
quartz SiO2
Minéral Formula* Ferromagnesian Silicate?
amphibole Fe7Si8O22(OH)2
muscovite K2Al4 Si6Al2O20(OH)4
magnetite Fe3O4
biotite K2Fe4Al2Si6Al4O20(OH)4
dolomite (Ca,Mg)CO3
grenat Fe2Al2Si3O12
serpentin Mg3Si2O5(OH)4

*Some of the formulas, especially the more complicated ones, have been simplified.


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