Silicate

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Un silicate est un sel dérivant de la silice (SiO2). En chimie, ce sont des composés chimiques. En minéralogie, les silicates désignent une importante famille de minéraux.

Les silicates constituent 97 % de la croûte terrestre. Il en existe de nombreuses familles  :

Structure des silicates[modifier | modifier le code]

ion orthosilicate tétraédrique
ion disilicate (Si207)6-
macroanion linéaire [ SiO32- ]n (chaîne)
macroanion [ Si4O116- ]n (ruban)
macroanion [ Si2O52- ]n (feuillet)
macromolécule [ SiO2 ]n
(silice cristallisée, tridimensionnelle)

Les silicates sont des minéraux dont le squelette est essentiellement formé par des tétraèdres de silicium et d'oxygène (SiO4) additionnés d’aluminium, magnésium, fer, calcium, potassium, sodium et autres éléments.

Structures de petites dimensions[modifier | modifier le code]

Dans le cas le plus simple, celui des nésosilicates (orthosilicates), les tétraèdres sont présents dans la structure sous forme d'anions (SiO4)4-.

Les tétraèdres SiO4 peuvent mettre en commun un certain nombre d'atomes d'oxygène par les sommets[1] pour former d'autres structures également de petites dimensions.

On distingue ainsi les disilicates (sorosilicates) caractérisés par la présence de l'anion (Si2O7)6- et les cyclosilicates comportant des anions cycliques qui résultent de l'enchaînement de trois, quatre ou six groupes SiO3.

Les anions sont associés à des cations qui assurent la neutralité électrique de l'ensemble.

Structures polymères[modifier | modifier le code]

Les tétraèdres SiO4 peuvent s'associer pour former des structures de taille très grande (structures polymères). Ces structures sont caractérisées par de longs enchaînements covalents -Si-O-Si-O-Si-O- qui peuvent être unidimensionnels ou former des réseaux bi- ou tri-dimensionnels.

Les structures polymères se présentent ainsi sous la forme de macro-anions à extension indéfinie, linéaires comme dans les pyroxènes, en chaînes doubles (rubans) dans les amphiboles, en feuillets dans les phyllosilicates, tridimensionnels dans les aluminosilicates tels que les feldspaths, ou sous la forme d'une structure macromoléculaire tridimensionnelle dans la silice qui peut être cristalline ou amorphe.

Ci-contre (et ci-dessous) les modèles moléculaires de macroanions et de la silice cristallisée (atomes Si en gris et O en rouge) .

Les formules des structures sont écrites selon la notation propre aux polymères :

[ motif ]n : n (très grand) = nombre de motifs

Les macroanions, comme les anions, sont associés à des cations qui assurent la neutralité électrique de l'ensemble.

 

Classement des silicates[modifier | modifier le code]

Les silicates peuvent être classés selon plusieurs critères, mais les deux classifications les plus employées en minéralogie sont basées sur l’enchaînement des tétraèdres :

  • la classification topochimique (classification de Machatski-Bragg) est basée sur l’enchaînement des tétraèdres, dans lesquels le silicium et l’aluminium peuvent donner lieu à une substitution isomorphe ; les tétraèdres où seul l’aluminium est présent sont considérés hétéro-tétraèdres ;
  • la classification topologique (classification de Zoltai) est basée sur l’enchaînement des tétraèdres centrés par n’importe quel cation.

Les sous-catégories définies par ces deux critères sont les mêmes et, dans la plupart des cas, le résultat final est aussi le même. Toutefois, dans le cas d’aluminosilicates dont la structure comporte des tétraèdres centrés par des anions autres que le silicium et l’aluminium, les deux classifications divergent.

Les principaux groupes d’aluminosilicates (et leurs minéraux les plus représentatifs) sont :

Les principales différences entre la classification topochimique de Machatski-Bragg et celle topologique de Zoltai sont données dans le tableau suivant.

Exemples de différence entre les deux classifications des aluminosilicates. [4], [6] et [8] indiquent la coordination des cations.
Minéral Formule Classification topochimique
(Machatski-Bragg)
Classification topologique
(Zoltai)
Hétéro-tétraèdre(s)
Pétalite [4]Li[4]Al[4]SiO4 phyllo tecto Al, Li
α-eucriptite [4]Li[4]Al[4]SiO4 neso tecto Al, Li
Phénacite [4]Be2[4]SiO4 neso tecto Be
Willemite [4]Zn2[4]SiO4 neso tecto Zn
Béryl [6]Al2[4]Be3[4]Si6O18 cyclo tecto Be
Cordiérite [6]Mg2[4]Al3[4](AlSi5)O18 cyclo tecto Al
Hémimorphite (calamine) [4]Zn4[4]Si2O7(OH)2·(H2O) soro tecto Zn
Mélilite [8]CaNa[4]Al[4]Si2O7 soro phyllo Al
Sillimanite [6]Al[4]Al[4]SiO5 neso soro Al

Les silicates en astronomie[modifier | modifier le code]

Certaines étoiles entourées de matière circumstellaire « froide » — en deçà de la température de sublimation des silicates, aux alentours de 1 500 K — présentent des grains de poussière constitués de silicates. Leur présence est révélée par des raies spectrales larges caractéristiques des silicates, dans les bandes spectrales infrarouges N et Q, à 10 et 20 µm respectivement.

Le profil spectral de ces raies, qui dépend du type de silicate, de la géométrie des grains de poussière et de la présence additionnelle d’autres composés (par ex. la glace à moins de 300 K), donne des indications sur les conditions physico-chimiques des environnements étudiés.

La présence de silicates est fréquemment attestée autour des étoiles jeunes et des étoiles évoluées, notamment dans les disques d’accrétion et les enveloppes circumstellaires. En particulier, les silicates sont les principaux constituants des planètes telluriques du Système solaire : Vénus, la Terre, Mars et, dans une un peu moindre mesure, Mercure.

Importance biogéochimique et modélisations[modifier | modifier le code]

On sait que le climat agit sur l'altération des roches, et qu'il existe aussi des boucles de rétroaction faisant que les composés d'altérations modifient le cycle du CO2 et du carbone dans l'océan, et par suite l'évolution du climat[2],[3].

Le lessivage des roches riches en silicates a considérablement augmenté en raison des pratiques humaines d'agriculture, de sylviculture et d'aménagement des sols, d'incendie/écobuage et plus généralement de transformation écologiques des paysages.
De même les phénomènes de pluies acides et d'acidification des eaux douces exacerbent localement la dissolution de roches et sols. Ces phénomènes contribuent à dégrader les sols en amont, mais ils contrivuent aussi en aval à la formation de roches carbonatées dans les océans, et donc au transfert de CO2 de l'atmosphère à la lithosphère (« puits de carbone » dans ce cas). L'altération des roches contribue au cycle du carbone [4],[5],[6],[7],[8], dans le contexte du dérèglement climatique a justifié la production d'une cartographie planétaire lithologique (world lithological map) pour 6 grands types de roche par latitude, continents, et bassin de drainage océanique et pour 49 grands bassins fluviaux terrestres. Ce travail de cartographie a été couplé aux modèles disponibles sur le cycle du CO2 pour évaluer la quantité de CO2 atmosphérique consommé par les roches durant leur processus d'altération et pour évaluer l'alcalinité apportée par les cours d'eau à l'océan. On a montré que l'altération des roches a dans le passé considérablement varié selon les phases glaciaires et interglaciaires des paléoclimats[9]. Parmi les roches silicatés, les schistes (shales) et les basaltes[10] semblent jouer une grande influence sur la quantité de CO2 pompée par le processus d'altération du substratum rocheux[2].

Notes et références[modifier | modifier le code]

  1. Les tétraèdres SiO4 ne partagent pas d'arêtes ni de faces ; source : Maurice Bernard, op. cit., p. 259.
  2. a et b Amiotte Suchet, P., Probst, J. L., & Ludwig, W. (2003) Worldwide distribution of continental rock lithology: Implications for the atmospheric/soil CO2 uptake by continental weathering and alkalinity river transport to the oceans. Global Biogeochemical Cycles, 17(2)
  3. Suchet, P. A., & Probst, J. L. (1995). global model for present‐day atmospheric/soil CO2 consumption by chemical erosion of continental rocks (GEM‐CO2). Tellus B, 47(1‐2), 273-280.
  4. Berner, R. A., A. C. Lasaga, and R. M. Garrels, The carbonate-silicate geochemical cycle and its effect on atmospheric carbon dioxide over the past 100 millions years, Am. J. Sci., 283, 641–683, 1983.
  5. Meybeck, M., Global chemical weathering of surficial rocks estimated from river dissolved loads, Am. J. Sci., 287, 401–428, 1987.
  6. Amiotte Suchet, P., and J. L. Probst, Flux de CO2 atmosphérique consommé par altération chimique continentale: Influence de la nature de la roche, C. R. Acad. Sci., Ser. II, 317, 615–622, 1993
  7. Amiotte Suchet, P., and J. L. Probst, Modelling of atmospheric CO2 consumption by chemical weathering of rocks: Application to the Garonne, Congo and Amazon basins, Chem. Geol., 107, 205–210, 1993
  8. Amiotte Suchet, P., and J. L. Probst, A global model for present day atmospheric/soil CO2 consumption by chemical erosion of continental rocks (GEM-CO2), Tellus, Ser. B, 47, 273–280, 1995.
  9. Ludwig, W., P. Amiotte Suchet, and J. L. Probst (1999) Enhanced chemical weathering of rocks during the Last Glacial Maximum: A sink of atmospheric CO2? Chem. Geol., 159, 147–151.
  10. Dessert, C., Dupré, B., Gaillardet, J., François, L. M., & Allegre, C. J. (2003). Basalt weathering laws and the impact of basalt weathering on the global carbon cycle. Chemical Geology, 202(3), 257-273.

Bibliographie[modifier | modifier le code]

Structure des silicates[modifier | modifier le code]

Voir aussi[modifier | modifier le code]

Articles connexes[modifier | modifier le code]

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Liens externes[modifier | modifier le code]