La grande majorité des minéraux qui composent les roches de la croûte terrestre sont des minéraux silicatés. Il s’agit de minéraux tels que le quartz, le feldspath, le mica, l’amphibole, le pyroxène, l’olivine et une grande variété de minéraux argileux. L’élément constitutif de tous ces minéraux est le tétraèdre de la silice, une combinaison de quatre atomes d’oxygène et d’un atome de silicium. Ces derniers sont disposés de telle sorte que les plans passant par les atomes d’oxygène forment un tétraèdre (figure 2.6). Comme 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 reliés 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 composée 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 cations divalents (c’est-à-dire +2) de fer ou de magnésium. L’olivine peut être soit Mg2SiO4, soit Fe2SiO4, soit une combinaison des deux (Mg,Fe)2SiO4. Les cations divalents de magnésium et de fer ont un rayon assez proche (0,73 contre 0,62 angströms). 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.
| Configuration du tétraèdre | Exemple. Minéraux | |
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Isolés (nésosilicates) | Olivine, grenat, zircon, disthène |
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Paires (sorosilicates) | Epidote, zoisite |  |
anneaux (cyclosilicates) | Tourmaline |
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Chaînes simples (inosilicates) | Pyroxènes, wollastonite |  |
Chaînes doubles (inosilicates) | Amphiboles |  |
Feuilles (phyllosilicates) | Micas, minéraux argileux, serpentine, chlorite |
| Structure tridimensionnelle | Structure (tectosilicates) | Feldspaths, quartz, zéolite |
Figure 2.9 Configurations des minéraux silicatés. Les triangles représentent des tétraèdres de silice.
Exercices
Exercice 2.3 Réaliser un tétraèdre
Découpez autour de l’extérieur de la forme (lignes pleines et lignes pointillées), puis pliez le long des lignes pleines pour former un tétraèdre.
Si vous avez de la colle ou du ruban adhésif, fixez les languettes sur le tétraèdre pour le maintenir ensemble. Si vous n’avez pas de colle ou de ruban adhésif, faites une entaille le long de la fine ligne grise et insérez la languette pointue dans la fente.
Si vous faites cela en classe, essayez de joindre votre tétraèdre avec d’autres pour former des paires, des anneaux, des chaînes simples et doubles, des feuilles et même des structures tridimensionnelles.
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 Représentation de la structure de l’olivine vue de dessus. La formule de cette olivine particulière, qui possède trois ions Fe pour chaque ion Mg, pourrait être écrite : Mg0,5Fe1,5SiO4.
Comme nous l’avons déjà noté, les ions +2 du fer et du magnésium ont une taille similaire (mais pas tout à fait la même). Cela leur permet de se substituer l’un à l’autre dans certains minéraux silicatés. En fait, les ions courants des minéraux silicatés ont des tailles très variées, 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 comme ion +2 (s’il perd deux électrons lors de l’ionisation) et comme ion +3 (s’il en perd trois). Le Fe2+ est connu sous le nom de fer ferreux. Le Fe3+ est connu sous le nom de fer ferrique. 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 courants dans les minéraux silicatés
La structure du pyroxène, silicate à chaîne unique, est représentée sur les figures 2.12 et 2.13. Dans le pyroxène, les tétraèdres de silice sont reliés entre eux en une seule chaîne, où un ion oxygène de chaque tétraèdre est partagé avec le tétraèdre adjacent, d’où un nombre moindre d’oxygènes dans la structure. Il en résulte que le rapport oxygène/silicium est plus faible que dans l’olivine (3:1 au lieu de 4:1), et la charge nette par atome de silicium est moindre (-2 au lieu de -4), puisque moins de cations sont nécessaires pour équilibrer cette charge. Les compositions du pyroxène sont du type MgSiO3, FeSiO3, et CaSiO3, ou une combinaison de ceux-ci. Le pyroxène peut également s’écrire comme (Mg,Fe,Ca)SiO3, où les éléments entre parenthèses peuvent être présents dans n’importe quelle proportion. En d’autres termes, le pyroxène possède un cation pour chaque tétraèdre de silice (par exemple, MgSiO3) alors que l’olivine en possède deux (par exemple, Mg2SiO4). Comme 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 cation divalent (2+) par tétraèdre équilibre cette charge de -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 gamme plus large de rayons ioniques peuvent s’y insérer. C’est pourquoi les pyroxènes peuvent avoir des cations fer (rayon 0,63 Å) ou magnésium (rayon 0,72 Å) ou calcium (rayon 1,00 Å).
Figure 2.12 Représentation de la structure du pyroxène. Les chaînes tétraédriques se poursuivent à gauche et à droite et chacune est entrecoupée d’une série de cations divalents. Si ce sont des ions Mg, la formule est alors MgSiO3.
Figure 2.13 Un seul tétraèdre de silice (à gauche) avec quatre ions oxygène par ion silicium (SiO4). Partie d’une chaîne unique 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 résultant entre le silicium et l’oxygène est de 1 à 3 (SiO3).
Exercices
Exercice 2.4 Privation d’oxygène
Le schéma ci-dessous représente une seule chaîne dans un minéral silicaté. Comptez le nombre de tétraèdres en fonction du nombre d’ions oxygène (sphères jaunes). Chaque tétraèdre possède un ion silicium, ce qui devrait donner le rapport entre Si et O dans les silicates à chaîne unique (par exemple, le pyroxène).
Le diagramme ci-dessous représente une chaîne double dans un minéral silicaté. Là encore, comptez le nombre de tétraèdres par rapport au nombre d’ions oxygène. Cela devrait vous donner le rapport Si/O dans les silicates à double chaîne (par exemple, l’amphibole).
Dans les structures d’amphibole, les tétraèdres de silice sont liés dans une double chaîne qui a un rapport oxygène/silicium plus faible que celui du pyroxène, et donc encore moins de cations sont nécessaires pour équilibrer la charge. L’amphibole est encore plus permissive que le pyroxène et ses compositions peuvent être très complexes. La hornblende, par exemple, peut comprendre du sodium, du potassium, du calcium, du magnésium, du fer, de l’aluminium, du silicium, de l’oxygène, du fluor et l’ion hydroxyle (OH-).
Dans les structures de mica, les tétraèdres de silice sont disposés en feuillets continus, où chaque tétraèdre partage trois anions d’oxygène avec les tétraèdres adjacents. Le partage des oxygènes entre les tétraèdres adjacents est encore plus important et, par conséquent, moins de cations équilibrant la charge sont nécessaires pour les minéraux de silicate en feuille. La liaison entre les feuillets est relativement faible, ce qui explique le clivage unidirectionnel bien développé (figure 2.14). Le mica biotite peut contenir du fer et/ou du magnésium, ce qui en fait un minéral silicaté ferromagnésien (comme l’olivine, le pyroxène et l’amphibole). La chlorite est un autre minéral similaire qui contient souvent du magnésium. Dans le mica muscovite, les seuls cations présents sont l’aluminium et le potassium ; c’est donc un minéral silicaté non ferromagnésien.
Figure 2.14 Mica biotite (à gauche) et mica muscovite (à droite). Tous deux sont des silicates en feuillets et se divisent facilement en couches minces le long de plans parallèles aux feuillets. La biotite est foncée comme les autres silicates contenant du fer et/ou du magnésium (p. ex. olivine, pyroxène et amphibole), tandis que la muscovite est de couleur claire. (Chaque échantillon mesure environ 3 cm de diamètre.)
A part la muscovite, la biotite et la chlorite, il existe de nombreux autres silicates en feuille (ou phyllosilicates), qui existent généralement sous forme de fragments de la taille d’une 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, ils sont des composants extrêmement importants des roches et surtout des sols.
Tous les minéraux silicates en feuille ont également de l’eau dans leur structure.
Les tétraèdres de silice sont liés dans des cadres tridimensionnels à la fois dans les feldspaths et le quartz. Ce sont des minéraux non ferromagnésiens – ils ne contiennent ni fer ni magnésium. Outre les tétraèdres de silice, les feldspaths contiennent les cations aluminium, potassium, sodium et calcium dans diverses combinaisons. Le quartz ne contient que des tétraèdres de silice.
Les trois principaux minéraux feldspathiques sont le feldspath potassique, (alias feldspath K ou K-spar) et deux types de feldspath plagioclase : l’albite (sodium uniquement) et l’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 de solutions solides) entre l’albite et l’anorthite dans le plagioclase. Ceci est dû au fait que les ions calcium et sodium ont une taille presque identique (1,00 Å contre 0,99 Å). Toutes les compositions intermédiaires entre CaAl2Si3O8 et NaAlSi3O8 peuvent exister (figure 2.15). Ceci est un peu surprenant car, bien qu’ils soient de taille très similaire, les ions calcium et sodium n’ont pas la même charge (Ca2+ contre Na+). Ce problème est résolu par la substitution correspondante de Al3+ par Si4+. 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). Le feldspath K (KAlSi3O8) a une structure légèrement différente de celle du plagioclase, en raison de la plus grande taille de l’ion potassium (1,37 Å). À cause de cette grande taille, le potassium et le sodium ne se substituent pas facilement l’un à l’autre, sauf à haute température. Ces feldspaths à haute température sont susceptibles de n’être trouvés que dans les roches volcaniques, car les roches ignées intrusives se refroidissent assez lentement à basse température pour que les feldspaths se transforment en l’une des formes à plus basse température.
Figure 2.15 Compositions des minéraux feldspathiques
Dans le quartz (SiO2), les tétraèdres de silice sont liés dans un cadre tridimensionnel » parfait « . 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. Comme le cation silicium a une charge de +4 et que les deux anions oxygène ont chacun une charge de -2, la charge est équilibrée. Il n’y a pas besoin d’aluminium ou d’autres cations tels que le sodium ou le potassium. La dureté et l’absence de clivage du quartz résultent des fortes liaisons covalentes/ioniques caractéristiques du tétraèdre de la silice.
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Exercice 2.5 Les silicates ferromagnésiens ?
Les minéraux silicatés sont classés comme étant 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 d’eux, indiquez s’il s’agit ou non d’un silicate ferromagnésien.
| Minéral | Formule | Silicate ferromagnésien ? |
| (Mg,Fe)2SiO4 | ||
| pyrite | FeS2 | |
| plagioclase | CaAl2Si2O8 | pyroxène | MgSiO3 |
| hématite | Fe2O3 | orthoclase | KAlSi3O8 | quartz | SiO2 |
| Minéral | Formule* | Silicate ferromagnésien ? |
| amphibole | Fe7Si8O22(OH)2 | muscovite | K2Al4 Si6Al2O20(OH)4 |
| magnétite | Fe3O4 | |
| biotite | K2Fe4Al2Si6Al4O20(OH)4 | dolomite | (Ca,Mg)CO3 |
| Garnet | Fe2Al2Si3O12 | |
| serpentine | Mg3Si2O5(OH)4 |
*Certaines des formules, notamment les plus compliquées, ont été simplifiées.
- Un angström est l’unité couramment utilisée pour l’expression des dimensions à l’échelle atomique. Un angström vaut 10-10 m ou 0,0000000001 m. Le symbole d’un angström est Å. ↵
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