Géologie 3

  

Dans les minéraux, les charges doivent être neutres. Il y a deux façons de neutraliser les charges: lier ensemble les tétraèdres par leurs oxygènes (liens tétraèdre à tétraèdre), ou ajouter des ions positifs, comme des fer, des magnésium, ou des potassium (liens métalliques).

 

Dans le cas de tétraèdres isolés, la structure est chargée à -4, comme on l'a vu plus haut dans le calcul des charges; les traits rouges illustrent ici les pôles négatifs correspondant aux 4 oxygènes.

Dans les minéraux, les charges doivent être neutres. Il y a deux façons de neutraliser les charges: lier ensemble les tétraèdres par leurs oxygènes (liens tétraèdre à tétraèdre), ou ajouter des ions positifs, comme des fer, des magnésium, ou des potassium (liens métalliques).

 

Dans le cas de tétraèdres isolés, la structure est chargée à -4, comme on l'a vu plus haut dans le calcul des charges; les traits rouges illustrent ici les pôles négatifs correspondant aux 4 oxygènes.

 

 

Lorsque chaque tétraèdre partage un oxygène (en bleu sur le schéma qui suit), on obtient une chaîne simple de tétraèdres. Il en résulte que pour chaque tétraèdre deux charges négatives ont été neutralisées et qu'il en reste deux autres à neutraliser (les traits rouges); la structure est chargée à -2.

 

Lorsque deux chaînes simples s'unissent par leurs oxygènes (en bleu sur le schéma qui suit) pour former des chaînes doubles, on obtient une structure de formule générale Si4O11, chargée à -6.

 

Lorsque des chaînes doubles s'unissent, chaque tétraèdre partage trois oxygènes (en bleu sur le schéma qui suit); la formule générale est Si4O10 avec une charge de -4. On aura une structure en couche.

 

C'est à partir de ces quatre structures de base, tétraèdre isolé, chaîne simple, chaîne double et couche, que seront formés les silicates. Les groupes des olivines, pyroxènes, amphiboles et micas seront formés par l'addition d'ions métalliques positifs comme le fer, le magnésium, le calcium, le potassium, etc., qui viendront neutraliser la structure (lien métallique).

Cas 1 : Liaisons de tétraèdres isolés par des ions métalliques : l'olivine. Plusieurs tétraèdres isolés sont unis par leurs quatre pôles négatifs grâce à des ions positifs Fe ou Mg; c'est le minéral olivine. La proportion de fer et de magnésium peut varier.

Cas 2 : Liaison de chaînes simples par des ions métalliques: les pyroxènes. Autour d'une chaîne simple, les positions disponibles pour les ions fer et magnésium se trouvent en périphérie et au sommet de la chaîne (voir plus haut). Ici encore, la proportion de fer et de magnésium est variable. La vue en bout d'une chaîne simple montre la position qu'occupent les ions fer et/ou magnésium, au sommet et en périphérie. Ces ions unissent ensemble plusieurs chaînes, montrées ici encore en bout, pour former les pyroxènes.

 

Les liens assurés par les ions métalliques, fer ou magnésium, sont plus faibles que les liens assurés par le partage d'oxygène entre les pôles de tétraèdres. C'est ce qui est responsable de l'existence de deux plans de faiblesses (lignes rouges) à angle droit. Ces plans de faiblesses correspondent au clivage. Les pyroxènes se caractérisent donc par deux plans de clivage, à 90° l'un de l'autre.

 

Cas 3 : Liaison de chaînes doubles par des ions métalliques: les amphiboles. Dans le cas des amphiboles, on a toujours l'unité de base silicium-oxygène, mais ici une certaine quantité d'atomes d'oxygène est remplacée par des radicaux hydroxyles (non illustrés sur le modèle). A la différence des pyroxènes, on a ici des chaînes doubles. Les positions disponibles pour les ions fer et magnésium se trouvent en périphérie et au sommet de la double chaîne (voir plus haut). La vue en bout d'une chaîne double montre la position qu'occupent les ions fer et/ou magnésium au sommet et en périphérie. Ces ions unissent plusieurs chaînes pour former les amphiboles.

 

Comme dans le cas des pyroxènes, il y a des plans de faiblesses qui passent par les liens les plus faibles (lignes rouges) et qui définissent les clivages. Dans ce cas, les plans sont à 120° et le complément 60°. Les amphiboles possèdent donc deux plans de clivage, l'un à 120° et l'autre à 60°.

 

Cas 4 : Liaison de couches de tétraèdres par des ions métalliques: les micas. Dans le cas des micas, dont la structure de base est formée de couches planaires de tétraèdres, les positions disponibles pour les ions fer et magnésium se trouvent au sommet de la couche (voir plus haut), comme le montre la vue en bout d'une couche. Chez les micas il y a deux types de couches planaires: la couche tétraédrique, notée T et formée des tétraèdres silicium-oxygène (une certaine quantité d'aluminium peut se substituer au silicium), et la couche octaédrique, notée O et formée des ions Fe-Mg et des oxygènes. Ces deux types de couches forment des feuillets, lesquels sont unis par de gros ions, comme le potassium dans le cas de la muscovite, un micas commun. Les micas possèdent un plan de clivage, parallèle aux couches.

 

Dans le cas du quartz, il n'y a pas d'ions métalliques puisque tous les coins des tétraèdres sont liés entre eux par leurs oxygènes pour former un réseau tridimensionnel. Il n'y a pas de plans de faiblesse, donc pas de clivage.

Chez les feldspaths, la structure est plus complexe. Les tétraèdres sont de deux sortes : des tétraèdres SiO4 et des tétraèdres AlO4. Ceux-ci forment un réseau tridimensionnel où les coins des tétraèdres sont liés par les oxygènes, avec des ions positifs Na, K, Ca se situant dans les interstices du réseau chargé négativement.

 

Il y a un autre groupe de minéraux qu'on retrouve fréquemment à la surface du globe

les carbonates. Ils sont un des principaux constituants des roches sédimentaires (exemple : les calcaires, ce qu'on appelle communément la pierre à chaux). Leur structure est relativement simple comparée à celle des silicates: des complexes négatifs (CO3)2-, liés par des ions positifs tels Ca, Mg, Fe. Chez la calcite, CaCO3, les (CO3)2- sont liés par des Ca2+ pour former une structure rhomboédrique typique de ce minéral.

 http://www2.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/intro.pt/planete_terre.html

 

 

 

 

 

 

Le tableau qui suit présente les minéraux les plus communs dans les principaux groupes et leurs usages.

 

 

 

 

 2.3 Identification des minéraux

Les minéraux possèdent des propriétés physiques qui permettent de les distinguer entre eux et qui deviennent des critères d'identification. Ces critères sont précieux, tant pour le spécialiste, que pour le collectionneur amateur. Ce qui attire d'abord l'oeil, c'est bien sûr la couleur et la forme cristalline des minéraux, mais il y a bien d'autres propriétés. Plusieurs de ces propriétés peuvent être observées sans l'aide d'instruments et sont d'une grande utilité pratique.

 

Couleur

 Il y a une grande variété de couleurs chez les minéraux, mais c'est là un critère qui est loin d'être absolu. Des spécimens de couleurs différentes peuvent représenter le même minéral, comme le quartz qui présente plusieurs variétés selon la couleur qui va de l'incolore limpide (cristal de roche), au blanc laiteux, au violet (améthyste), au rouge (jaspe), au noir enfumé, au bleu, etc., alors que des spécimens qui ont tous la même couleur peuvent représenter des minéraux tout à fait différents, comme ces minéraux à l'éclat métallique qui ont tous la couleur de l'or: la pyrite qu'on appelle l'or des fous, la chalcopyrite qui est un minerais duquel on extrait le cuivre, ... et l'or. Il faut noter que la couleur doit être observée sur une cassure fraîche, car l'altération superficielle peut modifier la couleur, particulièrement chez les minéraux à éclat métallique.

 

Éclat

 L'éclat des minéraux, c'est l'aspect qu'offre leur surface lorsqu'elle réfléchit la lumière. On distingue deux grandes catégories: l'éclat métallique, brillant comme celui des métaux, et l'éclat non métallique que l'on décrit par des termes comme vitreux (comme le verre), gras (comme si la surface était enduite d'huile ou de graisse), adamantin (qui réfléchit la lumière comme le diamant), résineux (comme la résine), soyeux (comme la soie), etc.

 

Trait

 Une propriété qui a trait à la couleur, mais qui est un peu plus fiable et dont le test est facile à réaliser, c'est le trait. Il s'agit en fait de la couleur de la poudre des minéraux. Cette propriété se détermine sur la trace laissée par le minéral lorsqu'on frotte ce dernier sur une plaque de porcelaine non émaillée (en autant que la dureté de la plaque est supérieure à celle du minéral - voir dureté). Par exemple, l'hématite, un minéral dont on extrait le fer, possède une couleur noire en cassure fraîche mais un trait brun rougeâtre sur la plaque de porcelaine. La pyrite, de couleur jaune or, laisse un trait noir.

 

Dureté

 La dureté d'un minéral correspond à sa résistance à se laisser rayer. Elle est variable d'un minéral à l'autre. Certains minéraux sont très durs, comme le diamant, d'autre plutôt tendres, comme le talc, un des principaux constituants de la fameuse "pierre de savon". Les minéralogistes ont une échelle relative de dureté qui utilise dix minéraux communs, classés du plus tendre au plus dur, de 1 à 10. Cette échelle a été construite par le minéralogiste autrichien Friedrich Mohs et se nomme par conséquent l'échelle de Mohs.

 

 

 

 Sur cette échelle, on a quelques points de repères. Des minéraux comme le talc et le gypse sont si tendres qu'ils sont rayés par l'ongle. Pas étonnant qu'on utilise le talc dans les poudres pour la peau. La calcite est rayée par une pièce de cuivre de un cent, alors qu'une lame de canif, en acier, saura rayer tous les minéraux de dureté inférieure à 5, mais ne pourra rayer les feldspath et le quartz. Un morceau de corindon, très dur, un minéral qu'on utilise dans les abrasifs, pourra rayer le quartz, mais sera rayé par un diamant.

 

Densité

 La densité des minéraux est une propriété mesurable; elle est une constante physique qui caractérise un minéral donné. Beaucoup de minéraux ont une densité qui se situe autour de 2,7 gr/cm3, soit 2,7 fois plus lourd qu'un volume égal d'eau. Mais certains ont une densité relativement faible, comme le sel qui a une densité de 2,1; d'autres se situent à l'autre extrême, comme la galène (sulfure de plomb) avec une densité de 7,5 et l'or dont la densité est de 19,3.

 

Forme cristalline

 La forme cristalline est souvent ce qui donne la valeur esthétique d'un minéral. Chaque minéral cristallise dans un système donné, ce qu'on appelle un système cristallin. Un minéral donné reproduira toujours les mêmes formes régies par ce système. Par exemple, la halite cristallise dans le système cubique. La calcite cristallise dans le système rhomboédrique, un système où les trois axes sont de longueur égale et où les angles entre les axes sont identiques, mais différents de 90°. Le quartz commun cristallise dans le système hexagonal; on aura des cristaux à six côtés, et, dans les formes pyramidales, on aura une pyramide à six faces à chaque extrémité.

 

Clivage

 Le clivage est une propriété très importante des minéraux. Il correspond à des plans de faiblesse dans la structure cristalline. Puisqu'il s'agit de plans de faiblesse, un minéral va donc se briser facilement le long des plans de clivage, alors qu'il ne se brisera jamais selon ses faces cristallines. Ainsi, si on frappe (un bon coup de marteau!) un cristal de pyroxène ou d'amphibole (voir les silicates au point 2.1.4), on obtiendra toujours les mêmes angles entre les faces des morceaux, quelle que soit la dimension de ces derniers. Par exemple, la calcite possède un clivage rhomboédrique, avec des plans à 75° et 105°. Par contre, si on brise un cristal de quartz qui est un minéral sans clivage, on obtient des fragments avec des cassures très irrégulières (comme si on brisait un tesson de bouteille). Les micas se débitent en feuilles grâce à leur clivage selon un plan unique.

 

Effervescence

 Les minéraux de la classe des carbonates sont décomposés chimiquement par les acides (acides chlorhydrique, muriatique, acétique); cette réaction chimique dégage des bulles de gaz carbonique, un phénomène qu'on qualifie d'effervescence (un bouillonnement). Selon les minéraux carbonatés, cette effervescence se produit, sur la masse minérale même ou sur la poussière, à froid ou à chaud. Un excellent moyen de vérifier l'authenticité des bijoux de rhodochrosite ou de malachite!

 

Propriétés optiques

 Les propriétés optiques constituent un élément diagnostique fondamental dans l'identification d'un minéral. Mais la détermination de ces propriétés relève plutôt du spécialiste. En géologie, les moyens techniques permettent d'amincir des tranches de minéraux collées sur des lamelles de verre si minces (30 micromètres) qu'elles deviennent tout à fait transparentes. On peut alors étudier ces minéraux aux microscope, comme font les biologistes avec des tissus ou des microorganismes. Chaque groupe de minéraux possède ses propriétés optiques, c'est à dire qu'ils transmettent différemment la lumière et qu'ils produisent des couleurs caractéristiques lorsqu'ils sont observés en lumière polarisée, ce qui, en bout de ligne, permet de les identifier.

 

2.4 Origine des minéraux

Les principaux processus qui conduisent à la formation de minéraux sont les suivants.

 

  • Cristallisation d'un liquide qui, par refroidissement, passe de l'état liquide à solide.

    Exemples : passage de l'eau à la glace; cristallisation par refroidissement d'un magma*.

     

  • Précipitation chimique à partir d'une solution sursaturée par rapport à un minéral.

    Exemples : la formation des agates*; la formation des dépôts de cavernes ,les minéraux de la séquence évaporitique*.

     

  • Cristallisation de vapeurs.

    Exemple : la cristallisation du soufre autour des fumerolles (émanations de gaz riches en H2S provenant de la chambre magmatique) sur les volcans.

     

  • Transformation (recristallisation) de minéraux existants en formes cristallines différentes de l'original.

     

    * Exemples présentés ci-dessous.

     

La cristallisation par refroidissement d'un magma

 

Nous savons tous que la matière peut exister sous trois états, solide, liquide ou gazeux. La température et la pression sont les deux principaux facteurs qui règlent l'état sous lequel se trouve la matière. Le diagramme qui suit se nomme un diagramme de phases; c'est celui de l'eau. Il illustre de façon simple les relations entre états de la matière et température-pression.

 

Il montre que l'eau peut exister sous trois états, solide, liquide ou gazeux (vapeur), selon les conditions de température et pression. On voit par exemple, qu'à pression ambiante (1 atm.), on n'obtiendra jamais de l'eau liquide plus chaude que 100° C, mais qu'à pression plus élevée, cela est possible; c'est le cas de la cocotte-minute. Tout au long des courbes solide-liquide et liquide-vapeur, les deux phases sont en équilibre. Au point triple, les trois phases sont en équilibre. Dépassé le point critique, défini par la température critique (Tc) et la pression critique (Pc), les phases liquide et gazeuse ne peuvent plus être distinguées. De tels diagrammes ont été construits pour plusieurs minéraux et sont très utiles pour connaître l'état de ces minéraux sous des températures et pressions variables comme c'est le cas à l'intérieur de la croûte terrestre ou du manteau. Ainsi, chaque minéral possède son point de fusion (passage du solide au liquide) qui correspond aussi à son point de cristallisation (passage du liquide au solide) à une pression donnée.

 

Plusieurs minéraux de la croûte terrestre cristallisent à partir d'un magma, c'est-à-dire, de la roche fondue. Cette cristallisation obéit à certaines règles. Dans un magma dont la température est supérieure à 1200° C, comme au niveau du manteau supérieur par exemple, les minéraux sont tous sous leur phase liquide. Si ce magma est introduit dans la croûte terrestre, il subit un abaissement de pression et se refroidit progressivement. En supposant qu'on maintienne la pression constante, c'est-à-dire, à un niveau constant dans la croûte, les minéraux cristallisent lorsqu'ils atteignent la température correspondant à leur limite solide-liquide (température de cristallisation). Comme cette limite n'est pas la même pour tous les minéraux, ceux-ci ne cristallisent pas tous en même temps, mais à tour de rôle, selon leur température de cristallisation, à mesure que se refroidit le magma. C'est ce qu'exprime le diagramme qui suit.

 

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Avec un abaissement de la température du magma, les minéraux dont la température de cristallisation est la plus élevée sont les premiers à cristalliser. Le premier est l'olivine. Le second groupe à se former comprend les pyroxènes. A ce stade, le magma aura épuisé son bagage en olivine. Puis avec la cristallisation des amphiboles, puis de la biotite, le bagage en pyroxènes est épuisé. Avec l'abaissement progressif de la température, suivent le quartz, les feldspaths potassiques et la muscovite. On a donc une suite de cristallisation bien définie, contrôlée par la température. On appelle cette suite une suite discontinue, parce qu'il s'agit dans chaque cas de minéraux distincts (composition et structure cristalline distinctes). Dans ce diagramme, il y a aussi une suite continue, celle des feldspaths plagioclases. On dit une suite continue, parce que la seule variable significative est la proportion de calcium par rapport au sodium. A l'extrémité "chaude", on a le plagioclase calcique (CaAl2Si2O8, anorthite) et, à l'extrémité "froide", le plagioclase sodique (NaAlSi3O8, albite).

 

Cette suite de cristallisation a été établie par Normand Bowen, en 1928. Elle demeure valide dans ses grandes lignes, mais dans le détail, il y a des variations selon les conditions locales, comme par exemple les quantités d'eau ou de gaz dans les magmas.

 

A mesure que les minéraux cristallisent dans la chambre magmatique, i.e. dans la poche où s'est introduit le magma, les cristaux sédimentent, s'accumulent à la base de la chambre. Il se fait donc une ségrégation, et les roches issues de la cristallisation du magma (roches ignées) auront des assemblages de minéraux différents selon qu'on est à la base, au milieu ou au sommet de la chambre magmatique. Ainsi, le premiers assemblage à se former est un assemblage d'olivine et de pyroxènes : c'est l'assemblage ultramafique. Ensuite, il y a un assemblage de pyroxènes et d'amphiboles : c'est l' assemblage mafique. Un assemblage d'amphiboles, biotite et quartz est qualifié d'assemblage intermédiaire, tandis qu'un assemblage des minéraux les plus "froids", est qualifié de felsique. On parle donc de roches ignées ultramafiques, mafiques, intermédiaires ou felsiques (voir plus bas).

 

La formation des agates

 

Bien qu'à première vue ce ne soit pas évident, il y a toutes sortes de fluides, de solutions, qui circulent dans les roches de la croûte terrestre, et ce, à des profondeurs très importantes, allant jusqu'à plusieurs kilomètres. Les vitesses de circulation ce ces fluides sont très lentes, mais il faut se placer dans une perspective de temps géologique. Ces solutions circulent, entre autres, dans les grandes fractures. Elles peuvent provenir des zones chaudes du manteau et être constituées de l'excès de vapeur d'eau d'un magma. Ou encore, il peut s'agir de l'eau qui avait été piégée dans les bassins sédimentaires profonds. Si ces solutions sont sursaturées par rapport à certains sels ou minéraux, elles vont les précipiter. Ainsi, les beaux spécimens à grands cristaux qu'on retrouve dans des veines proviennent d'un tel processus. L'or et l'argent de ces veines ont été formés ainsi.

 

Ces belles géodes ou ces belles agates qu'on nous vend dans les boutiques de minéraux ont été formées par la précipitation de minéraux dans une cavité de la roche, à partir d'une solution. Par exemple, le quartz (SiO2) des agates a été précipité à partir de fluides sursaturés par rapport à la silice et circulant dans les formation rocheuses. S'il y a dans ces formations rocheuses des cavités, comme c'est souvent le cas dans des roches volcaniques par exemple, le quartz va précipiter sur les parois de la cavité pour former une première couche de cristaux.

 

On aura à ce stade une géode, c'est-à-dire, une cavité tapissée de cristaux. Avec le temps et la poursuite de la circulation des fluides sursaturés en silice, d'autres couches vont successivement se former. Leur composition peut varier avec des variations dans la composition des fluides. C'est ce qui produit souvent des différences de couleurs entre les diverses couches d'une agate. Certaines agates montrent une cavité centrale, comme dans l'illustration ci-dessus, simplement parce que les processus de précipitation n'ont pas été complétés jusqu'au remplissage total de la cavité.

La formation des dépôts de cavernes

Des dépôts spectaculaires comme les stalactites et les stalagmites des cavernes se forment à partir d'une solution riche en sels minéraux, laquelle subit un dégazage important lorsqu'elle atteint les parois internes de la caverne. Les cavernes sont creusées dans des terrains calcaires sous l'effet d'une dissolution à grande échelle par les eaux de pluies qui sont naturellement acides (d'où la dissolution) et qui, s'infiltrant dans les fractures, aggrandissent progressivement ces dernières pour finalement créer tout un réseau de cavernes et de galeries souterraines. Les stalactites et les stalagmites, ainsi que les autres formes de dépôts (boucliers, draperies, etc.), sont composés de calcite, plus rarement d'aragonite (une forme métastable du CaCO3), et se forment par précipitation sur les murs et le plancher de la caverne à partir de l'eau qui ruisselle.

 

Cette eau provient de la surface, par infiltration à travers les fractures du calcaire. Cette solution contient du CO2 et passablement d'ions calcium (Ca2+) et de radicaux HCO32- acquis de la dissolution des calcaires. Dans les roches juste au-dessus de la caverne, la pression du CO2 contenu dans la solution se trouve à plusieurs atmosphères, à cause du poid de la roche (pression lithostatique dans les calcaires : 2,7 atmosphères/10 mètres ou 270 atm/km). Lorsque la solution arrive aux parois de la caverne, sa pression passe subitement de plusieurs atmosphères à une atmosphère, puisque la pression dans la caverne est à peu près la même que celle de la surface du fait que la caverne communique avec la surface. Il se produit alors un phénomène de dégazage du CO2. L'équation sur le schéma est l'expression chimique du processus. La variable la plus mobile dans cette équation est le CO2, un gaz. La perte subite de pression fait que la solution dégage du CO2. D'ailleurs, on voit toujours dans l'eau qui ruisselle sur les murs d'une caverne, des bulles de CO2 qui s'échappent. Ce dégazage de la solution force un rééquilibrage chimique : la réaction se fait de la gauche vers la droite et le CaCO3, la calcite, précipite au toit (stalactites, draperies), sur les murs et au plancher (stalagmites, boucliers) de la caverne pour former ces structures spectaculaires.

 

Les minéraux de la séquence évaporitique

 

Plusieurs cristaux, et parmi les plus beaux spécimens, se forment aussi à partir de solutions sursaturées en certains éléments chimiques, c'est-à-dire une solution qui contient plus de sels qu'elle ne peut en dissoudre. Les cristaux précipitent à partir de la solution selon divers processus. L'évaporation est un de ces processus. Un bon exemple est la suite de minéraux qui précipitent quand s'évapore de l'eau de mer. Les schémas qui suivent illustrent de façon très simplifiée comment se forme cette suite.

 

L'eau de mer contient une panoplie importante d'ions en solution, dont des ions positifs tels le calcium, le sodium et le potassium, des ions négatifs tels le chlore, et des radicaux négatifs comme CO3 et SO4. L'évaporation ne se débarasse que de l'eau, ce qui fait qu'au fur et à mesure de l'évaporation, la solution devient de plus en plus saline, c'est-à-dire que les sels se concentrent de plus en plus.

 

L'eau de mer normale a une salinité de l'ordre de 35 ppm. A cette salinité, elle est légèrement sursaturée par rapport au carbonate de calcium, CaCO3 (calcite et aragonite). Ce dernier précipite naturellement et dépose une couche de cristaux de CaCO3 au fond du bocal.

 

Avec la poursuite de l'évaporation, et par conséquent l'augmentation de la salinité, la solution devient sursaturée par rapport à un autre sel, le CaSO4 hydraté (gypse); la solution (le milieu) est dite pénésaline. Le gypse précipite. Puis, avec encore une augmentation de la salinité, vient la phase de précipitation du chlorure de sodium, NaCl (halite, le sel commun); la solution (le milieu) est dite saline.

La dernière phase avant l'évaporation totale est le chlorure de potassium, KCl (sylvite, communément appelée potasse); la solution (le milieu) est hypersaline.

 

On obtient donc une suite bien spécifique de minéraux précipités à mesure de l'évaporation de l'eau de mer. C'est la suite évaporitique ou ce qu'on appelle plus communément les évaporites. Au moins trois de ces minéraux interviennent dans les activités humaines: le gypse, entre autre pour la fabrication des panneaux de gypse, le sel de table et ... de routes, et la potasse dans les fertilisants.

 

Si on tentait d'obtenir la suite évaporitique en évaporant l'eau d'un seul bocal d'eau de mer, on obtiendrait très peu de produits. Il faut que les choses se passent à beaucoup plus grande échelle. Comment cela se traduit-il dans la nature?

 

La précipitation des minéraux évaporitiques se fait, entre autres, dans les grandes lagunes en bord de mer, lagunes qui se mesurent en plusieurs dizaines ou centaines de kilomètres carrés, dans des régions où l'évaporation excède la précipitation.

 

 

Le gros de l'alimentation en eau de ces lagunes vient de la mer. L'évaporation concentre la solution et les minéraux évaporitiques s'accumulent au plancher de la lagune. Pour une région donnée, il s'établira une sorte d'équilibre entre l'alimentation de la lagune en eau marine et l'évaporation, ce qui fait que la salinité de l'eau demeurera à peu près constante. En fonction de cette salinité, c'est l'un ou l'autre des minéraux de la séquence qui précipite. Le plus souvent, on oscille entre la calcite et le gypse; on se rend plus rarement au sel et encore moins souvent à la potasse. Il n'en demeure pas moins que c'est ainsi que se sont formés, tout au long des temps géologiques, ces grands dépôts de sels (ex., Iles-de-la-Madeleine durant le Carbonifère) ou de potasse (ex., en Saskatchewan au Dévonien).

 

Dans une variante du système évaporitique, les minéraux cristallisent et croissent à l'intérieur du sédiment. Il s'agit de grandes plaines en bordure de mer qui s'étendent sur des centaines de kilomètres carrés, mais dont la surface est à peine quelques mètres au-dessus du niveau marin. C'est ce qu'on appelle la sebkha. On trouve, entre autres, de ces sebkhas dans le Golfe Persique et dans le nord-ouest de l'Australie

 

  

 

Le sous-sol de ces grandes plaines est alimenté principalement par l'eau marine. L'évaporation qui se fait à la surface de la plaine augmente la salinité des eaux souterraines qui précipitent alors les minéraux évaporitiques. Le plus souvent, le système se stabilise au gypse, avec parfois des cristaux de sel. Les minéraux cristallisent et croissent à l'intérieur même du sédiment. La sebkha ne se développe pas exclusivement en bordure de mer, mais partout où on peut concentrer des eaux salines dans la nappe phréatique et les évaporer. Ainsi, certaines plaines dans le désert où on a concentré périodiquement des eaux salines provenant de l'érosion de formation riches en sels minéraux contiennent des minéraux évaporitiques. Les magnifiques roses des sables sont un exemple de ce phénomène. Elles se sont développées à l'intérieur des sables d'une sebkha désertique et sont composées de grains de sable cimentés par du gypse, de là les formes cristallines de ce dernier.

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 lac salé endoréique à précipitation évaporitique (Bolivie)

 sebkha (Ethiopie)

 gypse du Trias briançonnais

 

 

Mer Noire : salinité en fonction de la profondeur

 

Schéma d'un lagune de mer

 

 

 

 

 

 

 

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Date de dernière mise à jour : 05/10/2012