AMPHIBOLES ET PYROXÈNES

AMPHIBOLES ET PYROXÈNES

Les amphiboles et les pyroxènes, deux groupes de minéraux parfois réunis sous l’appellation de «pyriboles», sont des constituants essentiels des roches métamorphiques et surtout magmatiques. Ils appartiennent à la catégorie des inosilicates ou silicates en chaîne; les différences portent surtout sur la présence de radicaux OH dans les amphiboles, alors que les pyroxènes sont anhydres. Ce sont typiquement des minéraux ferromagnésiens, mais ils peuvent également contenir dans leur réseau Ca, Al, Na, Li, Ti, ce qui entraîne l’existence de nombreuses variétés.

1. Amphiboles

Propriétés physiques

Les amphiboles forment souvent des prismes allongés dont les dimensions sont en général centimétriques; elles se présentent dans certains cas en aiguilles ou baguettes décimétriques groupées en gerbes ou en rosaces (actinote). La coloration est extrêmement variable: jaune pâle, rose ou bleutée, le plus souvent brune ou verdâtre, parfois pratiquement noire.

Structure

On peut prendre comme exemple la trémolite de formule Ca²Mg⁵Si⁸²²(OH)². Les doubles chaînes de tétraèdre Si⁴ délimitent une cavité où se trouve placé l’ion OH^-; elles forment un ruban parallèle à l’axe c du minéral, de section schématiquement trapézoïdale. Ces chaînes sont réunies latéralement, par des ions Mg²⁺, groupés par cinq sur les petits côtés des trapèzes dans des sites entourés de six atomes d’oxygène (que l’on note M¹M²M³), et par les ions Ca²⁺ disposés suivant les grands côtés du trapèze, dans des sites plus volumineux (notés M⁴). Il existe également dans la structure un site supplémentaire, noté A, vacant dans le cas de la trémolite, et susceptible de contenir par exemple Na⁺ ou K⁺ (fig. 1 et 2). L’existence de clivages formant un angle de 124⁰ découle directement de cet agencement des chaînes (fig. 3).

Cette structure se retrouve chez toutes les amphiboles, en tenant compte des substitutions isomorphiques habituelles:

Si⁴⁺ peut être remplacé au centre des tétraèdres par Al³⁺, mais la proportion n’excède pas 2 Al pour 6 Si.

Mg²⁺ peut être remplacé par de nombreux ions hexacoordonnés: Fe²⁺, Fe³⁺, Li²⁺, Ti⁴⁺, mais aussi Al³⁺.

Ca²⁺ peut céder la place à Na⁺, plus rarement K⁺, ainsi qu’à Mg ou Fe dans certains cas particuliers; pour des ions de coordinance élevée il existe encore un site, vacant dans le cas de la trémolite comme chez la plupart des amphiboles, et qui est le plus souvent occupé par un sodium (noté Na ).

L’ion OH^- peut être remplacé par Cl^- et surtout ^-; on connaît des amphiboles presque entièrement fluorées.

Ainsi, en appelant Z, Y et X les cations de chacun des groupes précédents, la formule générale des amphiboles peut s’écrire:

Bien entendu le remplacement des cations de la trémolite par des ions de valence différente doit continuer à assurer la neutralité électrique, et l’on a par exemple les équivalences suivantes:

On conçoit aisément dans ces conditions que la composition chimique soit des plus variables, bien que la structure reste constante, en particulier l’angle des clivages et la présence des hydroxyles.

Principaux types et paragenèses

On peut distinguer trois grandes catégories d’amphiboles.

a ) Les amphiboles purement ferromagnésiennes (Mg, Fe)⁷Si⁸²² (OH)², surtout présentes dans les roches métamorphiques, mais dont les termes riches en fer sont connus dans certaines roches volcaniques (dacites). L’ion Fe²⁺ (0,074 nm) peut s’intégrer sans modification à la structure de la trémolite, mais lorsque l’abondance d’ions Mg²⁺ amène ces derniers à occuper des sites X (Mg 礪 5), l’arrangement des chaînes est modifié et le système cristallin devient orthorhombique (anthophyllite ), alors qu’il est toujours monoclinique du côté du pôle ferrifère (cummingtonite ).

b ) Les amphiboles calciques (1,5 麗 Ca 麗 2), qui peuvent être ou non alumineuses.

Les amphiboles non alumineuses forment une série continue depuis la trémolite jusqu’à la ferroactinote, Ca²Fe⁵Si⁸²²(OH)². Il s’agit là aussi de minéraux du métamorphisme; les actinotes constituent les termes moyens de la série et se présentent souvent en bouquets ou en étoiles de plusieurs centimètres.

Dans le vaste ensemble des hornblendes , l’aluminium peut occuper les sites Z jusqu’à la valeur Si⁶Al² et se trouver également en position Y. Ces minéraux sont très fréquents dans les roches plutoniques de type calco-alcalin, notamment les granodiorites; on les connaît également dans les cumulats associés à certains basaltes. Les hornblendes sont également communes dans les formations métamorphiques (schistes verts, amphibolites, etc.). La hornblende «basaltique », beaucoup moins fréquente, est caractérisée par sa faible teneur en hydrogène et sa richesse en Fe³⁺. On peut l’obtenir artificiellement par chauffage vers 800 ⁰C d’une hornblende commune; la transformation est réversible en atmosphère d’hydrogène.

c ) Amphiboles sodiques. Il y a en théorie une série continue depuis le glaucophane Na²Mg³Al²Si⁸²²(OH)² jusqu’à la riebeckite Na²Fe²³⁺ Fe²³⁺ Si⁸²²(OH)². En réalité, dans la nature, le glaucophane est limité aux roches métamorphiques, où il définit un «faciès» très important (Japon, Alpes, Écosse, Californie), alors que la riebeckite apparaît surtout dans les roches plutoniques alcalines (Corse, Afrique).

Conditions de stabilité Signification géologique

Les amphiboles ont fait l’objet de nombreux travaux de synthèse et on a beaucoup étudié leur domaine de stabilité qui est compris entre celui des ferromagnésiens anhydres (péridots et surtout pyroxènes) et celui de certaines phyllites, minéraux plus hydratés (serpentine, talc, chlorites). Les températures de transformation dépendent certes de la composition chimique, mais dans l’ensemble, en présence d’eau, les amphiboles sont stables entre 500 et 800 ⁰C pour une pression de 500 bars, et entre 600 et 900 ⁰C vers 1 000 bars. On voit qu’il s’agit bien des conditions du plutonisme, et d’un métamorphisme assez intense, beaucoup plus que de celles du volcanisme . On notera également que, dans les plutons basiques, le pyroxène s’entoure souvent en fin de cristallisation d’une auréole d’amphibole (ouralite) qui correspond à la fois à la baisse de température et à l’augmentation relative de la teneur en eau (autopneumatolyse). De leur côté, les amphiboles s’altèrent très facilement sous l’action des solutions hydrothermales et météoriques en donnant le plus souvent des serpentines ou chlorites, et parfois des carbonates. On n’en retrouve pratiquement pas dans les roches sédimentaires, sauf à l’état de minéraux reliques très dispersés.

Du point de vue géochimique, outre la présence de radicaux OH, indicateurs d’une pression d’eau importante, les amphiboles se caractérisent souvent par une forte teneur en vanadium et un rapport K/Rb très élevé. Par ailleurs, la cristallisation en profondeur de certains types d’amphiboles est souvent évoquée pour expliquer le passage de basaltes alcalins à des liquides saturés en silice.

2. Pyroxènes

Propriétés physiques

Les pyroxènes cristallisent également soit dans le système orthorhombique, soit dans le système monoclinique. Leurs formes sont en général beaucoup plus trapues que celles des amphiboles, dont ils se distinguent par l’existence de deux clivages perpendiculaires assez grossiers. Les macles sont fréquentes, en gouttière ou en sablier. Les faces sont souvent très nettes dans les cristaux que l’on peut extraire des projections volcaniques, mais les dimensions sont plutôt d’ordre centimétrique. On rencontre dans les skarns et les pegmatites des cristaux de grande taille, parfois utilisés comme gemmes. La coloration varie suivant la teneur en fer du vert clair au brun sombre, presque noir; la présence de chrome ou de sodium entraîne souvent une coloration vert vif, alors que les pyroxènes lithiques sont généralement roses ou jaunes.

Structure

La structure des pyroxènes est moins complexe que celle des amphiboles puisqu’ils sont constitués de chaînes simples de tétraèdres Si⁴, là encore disposés parallèlement à l’axe c et dont la section est celle d’un trapèze moins étiré (fig. 4). Dans l’enstatite, Mg²Si²⁶, les ions Mg²⁺ sont disposés deux par deux suivant les bases des trapèzes et les points faibles de la structure font apparaître deux plans de clivage à 90⁰ (fig. 5).

L’analyse cristallographique montre qu’il convient de distinguer deux types de sites pour les cations interstitiels: des sites M¹, limités par six atomes d’oxygène, et des sites M², un peu plus volumineux, entourés cette fois de huit oxygènes. Les ions de petite taille (Mg, Fe) occupent toujours les sites M¹. Lorsqu’ils sont seuls présents, ils occupent également les sites M², ce qui correspond à une symétrie orthorhombique (orthopyroxènes ); en revanche, quand il existe des ions plus volumineux (Ca, Na), nécessairement situés en M², la symétrie devient monoclinique par glissement latéral des chaînes élémentaires (clinopyroxènes ). Par chauffage vers 1 100 ⁰C, les orthopyroxènes acquièrent le faciès monoclinique. La possibilité de solutions solides entre termes extrêmes dépend donc des proportions relatives de Ca, Mg, Fe, mais aussi de la température, et les composés intermédiaires présentent fréquemment au cours de leur refroidissement des phénomènes complexes d’exsolution ou d’inversion. L’étude minéralogique détaillée des pyroxènes est donc très délicate, et fait appel de plus en plus à des techniques élaborées (microsonde électronique, effet Mössbauer), mais elle permet d’obtenir des informations précises sur l’évolution thermique des roches qui les renferment.

Les principaux types et leurs paragenèses

La classification des pyroxènes est fondée en grande partie sur leurs teneurs respectives en Ca, Mg, Fe, et un diagramme triangulaire permet de faire apparaître la fréquence des différents types et l’existence de domaines d’immiscibilité (fig. 6).

Il faut cependant tenir compte dans bien des cas d’éléments importants comme Na, Fe³⁺, Ti, et on distinguera ici quatre grands sous-groupes.

Orthopyroxènes

Les orthopyroxènes, pratiquement dépourvus de calcium, forment une série continue entre l’enstatite Mg²Si²⁶ et la ferrosilite Fe²Si²⁶; les termes intermédiaires constituent les hypersthènes . La variété «bronzite» possède un clivage fin supplémentaire et un reflet cuivré. Ces pyroxènes se rencontrent dans un grand nombre de roches basiques et ultrabasiques, et dans des formations métamorphiques de degré élevé (granulites); ils sont typiques des laves de la série calco-alcaline.

Pyroxènes calciques

Les pyroxènes calciques, tous monocliniques, comprennent, d’une part, la série qui va du diopside CaMgSi²⁶ à l’hedenbergite CaFeSi²⁶, d’autre part, le grand groupe des augites , plus pauvres en Ca et souvent riches en Cr, Ti, Al, et enfin les pigeonites , très pauvres en calcium et séparées des précédentes par une lacune de miscibilité. Les augites sont extrêmement fréquentes dans les basaltes, dolérites et gabbros ; elles coexistent avec des hypersthènes dans les séries tholéiitiques, avec des péridots dans les séries alcalines basiques (elles sont alors souvent titanifères). Les pigeonites n’existent guère que sous forme de microlites dans les roches volcaniques rapidement refroidies; dans les conditions plutoniques, elles subissent en général une démixtion (inversion) en lamelles parallèles d’hypersthène et d’augite. Le diopside est un minéral typique du métamorphisme des calcaires siliceux et magnésiens, mais on le trouve aussi dans de nombreuses roches magmatiques basiques. Les composés intermédiaires de la série diopside-hedenbergite («salites») sont fréquents dans les basaltes alcalins, alors que le terme extrême ferrifère n’existe que dans les granites à fayalite ou les termes les plus différenciés de la série tholéiitique.

Pyroxènes alcalins

Les pyroxènes alcalins sont eux aussi monocliniques. Le spodumène LiAlSi²⁶ est un minéral rare, mais caractéristique de certaines pegmatites granitiques. La jadéite NaAlSi²⁶ est typique du métamorphisme de haute pression, alors que l’aegyrine NaFe³⁺Si²⁶ est restreinte aux roches alcalines plutoniques ou volcaniques. En fait, il existe tous les intermédiaires entre l’aegyrine et les augites; ces «augites aegyriniques» sont typiques des trachytes, phonolites, mais aussi de certaines formations métamorphiques.

Autres pyroxènes. Pyroxénoïdes

La johansennite CaMnSi²⁶ se trouve dans quelques minerais de manganèse métamorphisés; l’omphacite est une solution solide de diopside et de jadéite, qui caractérise les éclogites. D’autres minéraux, tricliniques, se rapprochent des pyroxènes par leurs structures en chaîne (pyroxénoïdes): la wollastonite CaSi³, identifiée dans les calcaires métamorphiques, et qui est également un constituant important des ciments et céramiques; la pectolite CaNaHSi³⁹, souvent en compagnie de zéolites dans les géodes des roches basiques; la rhodonite MnSi³, dans les gisements manganifères métasomatiques. On notera enfin que les échantillons lunaires contiennent pour la plupart, en quantités appréciables, un pyroxène inconnu sur notre planète, la pyroxferroïte , dont la formule correspond à CaFe⁶(SiO³)⁷.

Conditions de stabilité

Influence de la teneur en silice

Dans les systèmes binaires Si²-MO, les pyroxènes apparaissent dans un large intervalle de compositions intermédiaires; ils forment en général un eutectique avec les divers polymorphes de la silice, et un autre eutectique avec les orthosilicates du type M²Si⁴. On comprend ainsi que, dans la nature, les pyroxènes puissent coexister avec le quartz tout comme avec les péridots.

Influence de la température

Les points de fusion des différents pyroxènes approchent les 1 400 ⁰C: 1 380 ⁰C pour le diopside, 1 550 ⁰C pour l’enstatite. Cependant, dans les assemblages naturels, ils se forment à des températures beaucoup plus basses, soit par transformation des amphiboles au cours du métamorphisme, soit en raison de l’existence d’eutectiques avec les plagioclases dans les cristallisations magmatiques (l’eutectique diopside-anorthite a un point de fusion de 1 275 ⁰C sous pression ordinaire).

Influence de l’eau

À des températures inférieures à 700 ⁰C et sous des pressions de l’ordre de 1 kbar, les pyroxènes se transforment, en présence d’eau, en minéraux hydratés, comme les amphiboles, le talc ou les chlorites. Dans les roches plutoniques, on assiste souvent à une réaction partielle ou totale des pyroxènes initiaux avec les solutions postmagmatiques, réaction à laquelle on a donné le nom d’ouralitisation. Inversement, dans les roches volcaniques, la très large dominance des pyroxènes sur les amphiboles est liée à la température élevée des laves et surtout à l’élimination de l’eau à l’air libre.

Influence de la pression

Dans de nombreuses réactions métamorphiques, les pyroxènes se développent à partir de minéraux moins denses, et la réaction est évidemment favorisée par un accroissement de pression. On a porté une attention particulière à la réaction:

dont on retrouve des traces indiscutables dans les roches «alpines», et qui peut également intervenir dans les changements de phase du manteau supérieur. L’équilibre a lieu vers 700 ⁰C sous 15 kbar, 1 250 ⁰C sous 30 kbar, mais il est probable que la présence d’aegyrine en solution dans la jadeite puisse abaisser sensiblement ces points de transformation.

Déroulement de la cristallisation dans les magmas basiques

L’étude minéralogique détaillée des associations de roches basiques a mis en évidence la complexité de la cristallisation des pyroxènes, dont la marche conditionne en grande partie l’évolution géochimique des magmas résiduels.

Dans les séries tholéiitiques les plus évoluées (Skaergaard), la cristallisation débute par l’apparition simultanée d’un orthopyroxène proche de l’enstatite et d’un clinopyroxène proche du diopside. Puis on observe deux lignées, l’une riche, l’autre très pauvre en calcium, qui s’enrichissent parallèlement en fer. À un stade assez précoce, les hypersthènes font place à des pigeonites, elles aussi pauvres en calcium, alors que les augites associées s’appauvrissent légèrement en cet élément, mais l’évolution générale ne change pas. Finalement, le stade à deux pyroxènes disparaît et on n’observe plus qu’un seul clinopyroxène, qui atteint progressivement des compositions extrêmement riches en fer et proches du pôle hedenbergite (fig. 7).

Dans les séries alcalines, on n’observe qu’un seul type de pyroxène, toujours monoclinique et souvent accompagné de péridots, surtout dans les stades précoces de la différenciation. L’évolution est beaucoup moins accentuée que dans le cas précédent, les deux minéraux marquant le plus souvent un accroissement assez réduit du rapport Fe/Mg.

Très souvent, les pyroxènes des roches plutoniques subissent au cours du refroidissement des exsolutions variées: lamelles d’hypersthène dans des augites, lamelles de diopside dans des hyersthènes, inversion et démixtion complexe des pigeonites. L’étude expérimentale de ces phénomènes est en plein développement – comme plus généralement la cristallochimie des pyroxènes – et il sera sans doute possible prochainement de préciser la cinétique des phénomènes naturels. L’intérêt porté à l’histoire thermique des roches basiques s’est d’ailleurs accru considérablement à la suite de l’observation des échantillons lunaires, où ces phénomènes de déséquilibre sont particulièrement marqués, et où se trouvent enregistrées des informations capitales sur l’évolution des systèmes anciens.

3. Utilisations pratiques

Les amiantes

On a vu que l’axe c constitue une direction privilégiée dans la structure des amphiboles. Lorsque le développement a été très accentué dans cette direction, on obtient des minéraux fibreux appelés «amiantes» ou «asbestes», faciès qui se rencontre aussi chez les serpentines.

L’anthophyllite , dont le nom évoque le faciès fréquent en tablettes jaunes, peut former des fibres utilisables, dont la qualité reste médiocre (Idaho).

La cummingtonite a une importance économique très supérieure; elle est exploitée surtout en Afrique du Sud et commercialisée sous les noms d’«amosite» ou «montasite» pour la qualité supérieure.

La riebeckite prend sous sa forme fibreuse le nom de «crocidolite» ou «amiante bleue» et fournit également un produit apprécié (Transvaal).

Les jades

Les amphiboles de la série trémolite-actinote peuvent se présenter en enchevêtrements très compacts, souvent cryptocristallins, auxquels on donne le nom de jade, jade-néphrite ou néphrite. Ce dernier terme évoque leur gisement fréquent en «rognons» dans les alluvions fluviatiles. Les néphrites sont généralement de teinte gris-vert, elles peuvent prendre une coloration beaucoup plus profonde quand le minéral constitutif est riche en fer. Les pyroxènes de type jadéitique forment également des agrégats compacts, plutôt blanc à blanc verdâtre, auxquels on donne parfois aussi l’appellation de jade, mais qu’il serait préférable de dénommer «jadéitite». Néphrites et jadéitites ont été utilisés dans les industries de la pierre polie (haches) en raison de leur exceptionnelle tenacité. Les jades-néphrites sont les plus appréciés dans l’art lapidaire d’Extrême-Orient. Les jadéitites proviennent surtout de Birmanie, alors que les néphrites sont plus répandues (Sibérie, Nouvelle-Zélande, États-Unis).

Les pierres précieuses

Le diopside chromifère peut être d’un beau vert pomme (Brésil), alors que le diopside manganésifère, assez exceptionnel, peut être coloré en violet (violane du Piémont). Le diopside noir (Inde) présente la curieuse propriété de l’astérisme (croix brillante), en raison de la présence de lamelles d’oxydes dans le réseau du minéral.

Le pyroxène lithique (spodumène) est un minéral des pegmatites pouvant atteindre un développement de plusieurs mètres mais présentant dans ce cas un aspect plutôt opaque et une couleur blanc jaunâtre. Les variétés transparentes ont été découvertes en 1879; celles-ci présentent une teinte jaune clair et surtout un beau rose lilas dans la variété «kunzite» (Brésil, Afghanistan). La hiddénite, de couleur vert émeraude, dont le principal gisement est en Caroline du Nord (États-Unis), est beaucoup plus rare.

Encyclopédie Universelle. 2012.