Géochimie - Geochemistry

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Géologie
Science de la Terre solide
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Éléments essentiels Minéraux Roche ( Ignée Sédimentaire métamorphique ) Sédiment Tectonique des plaques Couches Érosion Érosion Echelle de temps géologique
Lois, principes, théories Principes stratigraphiques Principe d'horizontalité originelle Loi de superposition Principe de continuité latérale Principe des relations transversales Principe de succession faunique Principe des inclusions et composants La loi de Walther
Les sujets Composition Géochimie Minéralogie Sédimentologie Pétrologie Structure de la Terre Structures de relief Géomorphologie Glaciologie Géologie structurale Volcanologie Histoire géologique Histoire géologique de la Terre
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La géochimie est la science qui utilise les outils et les principes de la chimie pour expliquer les mécanismes derrière les grands systèmes géologiques tels que la croûte terrestre et ses océans . Le domaine de la géochimie s'étend au-delà de la Terre , englobant l'ensemble du système solaire , et a apporté d'importantes contributions à la compréhension d'un certain nombre de processus, notamment la convection du manteau , la formation des planètes et les origines du granit et du basalte . C'est un domaine intégré de la chimie et de la géologie .

Histoire

Le terme de géochimie a été utilisé pour la première fois par le chimiste suisse-allemand Christian Friedrich Schönbein en 1838 : « une géochimie comparative doit être lancée, avant que la géochimie ne devienne géologie, et avant que le mystère de la genèse de nos planètes et de leur matière inorganique ne soit révélé. ." Cependant, pour le reste du siècle, le terme le plus courant était « géologie chimique », et il y avait peu de contacts entre les géologues et les chimistes .

La géochimie a émergé en tant que discipline distincte après la création de grands laboratoires, à commencer par le United States Geological Survey (USGS) en 1884, qui a commencé des études systématiques de la chimie des roches et des minéraux. Le chimiste en chef de l'USGS, Frank Wigglesworth Clarke , a noté que les éléments diminuent généralement en abondance à mesure que leur poids atomique augmente, et a résumé les travaux sur l'abondance des éléments dans The Data of Geochemistry .

La composition des météorites a été étudiée et comparée aux roches terrestres dès 1850. En 1901, Oliver C. Farrington a émis l'hypothèse que, bien qu'il y ait des différences, les abondances relatives devraient toujours être les mêmes. Ce fut les débuts du domaine de la cosmochimie et a contribué en grande partie à ce que nous savons sur la formation de la Terre et du système solaire.

Au début du 20e siècle, Max von Laue et William L. Bragg ont montré que la diffusion des rayons X pouvait être utilisée pour déterminer les structures des cristaux. Dans les années 1920 et 1930, Victor Goldschmidt et ses associés à l' Université d'Oslo ont appliqué ces méthodes à de nombreux minéraux communs et ont formulé un ensemble de règles sur la façon dont les éléments sont regroupés. Goldschmidt a publié ce travail dans la série Geochemische Verteilungsgesetze der Elemente [Lois géochimiques de la distribution des éléments].

Sous-champs

Certains sous-domaines de la géochimie sont :

• La géochimie aqueuse étudie le rôle de divers éléments dans les bassins versants, notamment le cuivre , le soufre , le mercure , et comment les flux élémentaires sont échangés par le biais d'interactions atmosphériques-terrestres-aquatiques.
• La biogéochimie est le domaine d'étude axé sur l'effet de la vie sur la chimie de la Terre.
• La cosmochimie comprend l'analyse de la distribution des éléments et de leurs isotopes dans le cosmos .
• La géochimie isotopique implique la détermination des concentrations relatives et absolues des éléments et de leurs isotopes dans la Terre et à la surface de la Terre.
• Géochimie organique , l'étude du rôle des processus et des composés dérivés d'organismes vivants ou autrefois vivants.
• La photogéochimie est l'étude des réactions chimiques induites par la lumière qui se produisent ou peuvent se produire parmi les composants naturels de la surface de la Terre.
• La géochimie régionale comprend des applications aux études environnementales, hydrologiques et d'exploration minérale.

Éléments chimiques

Les éléments constitutifs des matériaux sont les éléments chimiques . Ceux-ci peuvent être identifiés par leur numéro atomique Z, qui est le nombre de protons dans le noyau . Un élément peut avoir plus d'une valeur pour N, le nombre de neutrons dans le noyau. La somme de ceux-ci est le nombre de masse , qui est à peu près égal à la masse atomique . Les atomes ayant le même numéro atomique mais des nombres de neutrons différents sont appelés isotopes . Un isotope donné est identifié par une lettre pour l'élément précédée d'un exposant pour le nombre de masse. Par exemple, deux isotopes courants du chlore sont le ³⁵ Cl et le ³⁷ Cl. Il existe environ 1700 combinaisons connues de Z et N, dont seulement 260 environ sont stables. Cependant, la plupart des isotopes instables ne sont pas présents dans la nature. En géochimie, les isotopes stables sont utilisés pour tracer les voies et les réactions chimiques, tandis que les isotopes radioactifs sont principalement utilisés pour dater les échantillons.

Le comportement chimique d'un atome - son affinité pour d'autres éléments et le type de liaisons qu'il forme - est déterminé par la disposition des électrons dans les orbitales , en particulier les électrons les plus externes ( valence ). Ces dispositions se reflètent dans la position des éléments dans le tableau périodique . Sur la base de la position, les éléments tombent dans les grands groupes de métaux alcalins , les métaux alcalino-terreux , les métaux de transition , les semi-métaux (également connu sous métalloïdes ), les halogènes , les gaz rares , lanthanides et actinides .

Un autre schéma de classification utile pour la géochimie est la classification de Goldschmidt , qui place les éléments en quatre groupes principaux. Les lithophiles se combinent facilement avec l'oxygène. Ces éléments, qui comprennent Na , K , Si , Al , Ti , Mg et Ca , dominent dans la croûte terrestre , formant des silicates et d'autres oxydes. Les éléments sidérophiles ( Fe , Co , Ni , Pt , Re , Os ) ont une affinité pour le fer et ont tendance à se concentrer dans le cœur . Les éléments chalcophiles ( Cu , Ag , Zn , Pb , S ) forment des sulfures ; et les éléments atmophiles ( O , N , H et gaz rares) dominent l'atmosphère. Au sein de chaque groupe, certains éléments sont réfractaires , restant stables à haute température, tandis que d'autres sont volatils , s'évaporant plus facilement, donc le chauffage peut les séparer.

Différenciation et mixage

La composition chimique de la Terre et des autres corps est déterminée par deux processus opposés : la différenciation et le mélange. Dans le manteau terrestre , la différenciation se produit au niveau des dorsales médio-océaniques par fusion partielle , avec des matériaux plus réfractaires restant à la base de la lithosphère tandis que le reste s'élève pour former du basalte . Une fois qu'une plaque océanique est descendue dans le manteau, la convection finit par mélanger les deux parties. L'érosion différencie le granit , le séparant en argile au fond de l'océan, en grès au bord du continent et en minéraux dissous dans les eaux océaniques. Métamorphisme et anatexie (fusion partielle des roches crustales) peuvent à nouveau mélanger ces éléments. Dans l'océan, les organismes biologiques peuvent provoquer une différenciation chimique, tandis que la dissolution des organismes et de leurs déchets peut à nouveau mélanger les matériaux.

Fractionnement

Une source majeure de différenciation est le fractionnement , une répartition inégale des éléments et des isotopes. Cela peut être le résultat de réactions chimiques, de changements de phase , d'effets cinétiques ou de radioactivité . À plus grande échelle, la différenciation planétaire est une séparation physique et chimique d'une planète en régions chimiquement distinctes. Par exemple, les planètes telluriques ont formé des noyaux riches en fer et des manteaux et des croûtes riches en silicates. Dans le manteau terrestre, la principale source de différenciation chimique est la fonte partielle , en particulier près des dorsales médio-océaniques. Cela peut se produire lorsque le solide est hétérogène ou qu'il s'agit d'une solution solide et qu'une partie de la masse fondue est séparée du solide. Le processus est connu sous le nom d' équilibre ou de fusion par lots si le solide et la masse fondue restent en équilibre jusqu'au moment où la masse fondue est retirée, et de fusion fractionnée ou de Rayleigh si elle est retirée en continu.

Le fractionnement isotopique peut avoir des formes dépendantes de la masse et indépendantes de la masse. Les molécules avec des isotopes plus lourds ont des énergies d'état fondamental plus faibles et sont donc plus stables. En conséquence, les réactions chimiques montrent une faible dépendance isotopique, les isotopes plus lourds préférant les espèces ou les composés avec un état d'oxydation plus élevé ; et dans les changements de phase, les isotopes les plus lourds ont tendance à se concentrer dans les phases les plus lourdes. Le fractionnement dépendant de la masse est le plus important dans les éléments légers car la différence de masse est une fraction plus importante de la masse totale.

Les rapports entre les isotopes sont généralement comparés à un standard. Par exemple, le soufre a quatre isotopes stables, dont les deux plus courants sont le ³² S et le ³⁴ S. Le rapport de leurs concentrations, R = ³⁴ S/ ³² S , est indiqué comme suit

${\displaystyle \delta {}^{34}\mathrm {S} =1000\left({\frac {R}{R_{\mathrm {s} }}}-1\right),}$

où R _s est le même rapport pour une norme. Parce que les différences sont petites, le rapport est multiplié par 1000 pour en faire des parties pour mille (appelées parties par mil). Ceci est représenté par le symbole ‰ .

Équilibre

Le fractionnement à l'équilibre se produit entre des produits chimiques ou des phases qui sont en équilibre les uns avec les autres. Dans le fractionnement à l'équilibre entre les phases, les phases les plus lourdes préfèrent les isotopes les plus lourds. Pour deux phases A et B, l'effet peut être représenté par le facteur

${\displaystyle a_{\mathrm {AB} }={\frac {R_{\mathrm {A} }}{R_{\mathrm {B} }}}.}$

Dans la transition de phase liquide-vapeur pour l'eau, un _l-v à 20 degrés Celsius est de 1,0098 pour ¹⁸ O et de 1,084 pour ² H. En général, le fractionnement est plus important à des températures plus basses. A 0 °C, les facteurs sont 1,0117 et 1,111.

Cinétique

Lorsqu'il n'y a pas d'équilibre entre les phases ou les composés chimiques, un fractionnement cinétique peut se produire. Par exemple, aux interfaces entre l'eau liquide et l'air, la réaction directe est renforcée si l'humidité de l'air est inférieure à 100 % ou si la vapeur d'eau est déplacée par le vent. Le fractionnement cinétique est généralement amélioré par rapport au fractionnement à l'équilibre et dépend de facteurs tels que la vitesse de réaction, la voie de réaction et l'énergie de liaison. Étant donné que les isotopes plus légers ont généralement des liaisons plus faibles, ils ont tendance à réagir plus rapidement et à enrichir les produits de réaction.

Le fractionnement biologique est une forme de fractionnement cinétique puisque les réactions ont tendance à être dans une direction. Les organismes biologiques préfèrent les isotopes plus légers car la rupture des liaisons énergétiques coûte moins cher. En plus des facteurs mentionnés précédemment, l'environnement et les espèces de l'organisme peuvent avoir un effet important sur le fractionnement.

Cycles

Grâce à une variété de processus physiques et chimiques, les éléments chimiques changent de concentration et se déplacent dans ce qu'on appelle des cycles géochimiques . La compréhension de ces changements nécessite à la fois une observation détaillée et des modèles théoriques. Chaque composé chimique, élément ou isotope a une concentration qui est fonction C ( r , t ) de la position et du temps, mais il est peu pratique de modéliser la variabilité complète. Au lieu de cela, dans une approche empruntée au génie chimique , les géochimistes font la moyenne de la concentration sur des régions de la Terre appelées réservoirs géochimiques . Le choix du réservoir dépend du problème ; par exemple, l'océan peut être un réservoir unique ou être divisé en plusieurs réservoirs. Dans un type de modèle appelé modèle de boîte , un réservoir est représenté par une boîte avec des entrées et des sorties.

Les modèles géochimiques impliquent généralement une rétroaction. Dans le cas le plus simple d'un cycle linéaire, l'entrée ou la sortie d'un réservoir est proportionnelle à la concentration. Par exemple, le sel est retiré de l'océan par formation d' évaporites , et étant donné un taux d'évaporation constant dans les bassins d'évaporites, le taux d'élimination du sel devrait être proportionnel à sa concentration. Pour une composante donnée C , si l'entrée d'un réservoir est une constante a et la sortie est kC pour une constante k , alors l' équation du bilan massique est

${\displaystyle {\frac {dC}{dt}}=a-kC.}$

( 1 )

Cela exprime le fait que tout changement de masse doit être compensé par des changements dans l'entrée ou la sortie. Sur une échelle de temps de t = 1/k , le système se rapproche d' un état stationnaire dans lequel C ^stationnaire = a / k . Le temps de séjour est défini comme

${\displaystyle \tau _{\mathrm {res} }=C^{\text{steady}}/I=C^{\text{steady}}/O,}$

où I et O sont les débits d'entrée et de sortie. Dans l'exemple ci-dessus, les débits d'entrée et de sortie en régime permanent sont tous deux égaux à a , donc τ _res = 1/ k .

Si les débits d'entrée et de sortie sont des fonctions non linéaires de C , ils peuvent encore être étroitement équilibrés sur des échelles de temps bien supérieures au temps de séjour ; sinon, il y aura de grandes fluctuations de C . Dans ce cas, le système est toujours proche d'un état stationnaire et le développement d'ordre le plus bas de l'équation du bilan massique conduira à une équation linéaire comme l'équation ( 1 ). Dans la plupart des systèmes, l'une ou les deux entrées et sorties dépendent de C , ce qui entraîne une rétroaction qui tend à maintenir l'état d'équilibre. Si un forçage externe perturbe le système, il reviendra à l'état stationnaire sur une échelle de temps de 1/ k .

Abondance d'éléments

Système solaire

La composition du système solaire est semblable à celle de beaucoup d' autres étoiles, et en dehors de petites anomalies , on peut supposer avoir formé à partir d' une nébuleuse solaire qui avait une composition uniforme, et la composition du Soleil de photosphère est similaire à celle du reste du système solaire. La composition de la photosphère est déterminée en adaptant les raies d'absorption de son spectre aux modèles de l'atmosphère du Soleil. Les deux éléments de loin les plus importants par fraction de la masse totale sont l'hydrogène (74,9%) et l' hélium (23,8%), tous les éléments restants ne contribuant que pour 1,3%. Il existe une tendance générale à la diminution exponentielle de l'abondance avec l'augmentation du numéro atomique, bien que les éléments de numéro atomique pair soient plus courants que leurs voisins impairs ( règle d'Oddo-Harkins ). Par rapport à la tendance générale, le lithium , le bore et le béryllium sont appauvris et le fer est anormalement enrichi.

Le modèle d'abondance élémentaire est principalement dû à deux facteurs. L'hydrogène, l'hélium et une partie du lithium se sont formés environ 20 minutes après le Big Bang , tandis que le reste a été créé à l'intérieur des étoiles .

Météorites

Les météorites se présentent sous diverses compositions, mais l'analyse chimique peut déterminer si elles étaient autrefois des planétésimaux qui ont fondu ou se sont différenciés . Les chondrites sont indifférenciées et comportent des inclusions minérales rondes appelées chondres . Avec des âges de 4,56 milliards d'années, ils datent du début du système solaire . Un type particulier, la chondrite CI , a une composition qui correspond étroitement à celle de la photosphère du Soleil, à l'exception de l'épuisement de certains volatils (H, He, C, N, O) et d'un groupe d'éléments (Li, B, Be) qui sont détruits par nucléosynthèse dans le Soleil. En raison de ce dernier groupe, les chondrites CI sont considérées comme mieux adaptées à la composition du système solaire primitif. De plus, l'analyse chimique des chondrites CI est plus précise que pour la photosphère, elle est donc généralement utilisée comme source d'abondance chimique, malgré leur rareté (seulement cinq ont été récupérées sur Terre).

Planètes géantes

Les planètes du système solaire sont divisées en deux groupes : les quatre planètes intérieures sont les planètes telluriques ( Mercure , Vénus , Terre et Mars ), avec des tailles relativement petites et des surfaces rocheuses. Les quatre planètes extérieures sont les planètes géantes , qui sont dominées par l'hydrogène et l'hélium et ont des densités moyennes plus faibles. Celles-ci peuvent être subdivisées en géantes gazeuses ( Jupiter et Saturne ) et en géantes de glace ( Uranus et Neptune ) qui ont de gros noyaux glacés.

La plupart de nos informations directes sur la composition des planètes géantes proviennent de la spectroscopie . Depuis les années 1930, Jupiter était connue pour contenir de l'hydrogène, du méthane et de l' ammonium . Dans les années 1960, l' interférométrie a considérablement augmenté la résolution et la sensibilité de l'analyse spectrale, permettant l'identification d'une collection beaucoup plus importante de molécules comprenant l' éthane , l' acétylène , l'eau et le monoxyde de carbone . Cependant, la spectroscopie terrestre devient de plus en plus difficile avec des planètes plus éloignées, car la lumière réfléchie du Soleil est beaucoup plus faible ; et l'analyse spectroscopique de la lumière des planètes ne peut être utilisée que pour détecter les vibrations des molécules, qui se situent dans la gamme de fréquences infrarouges . Ceci contraint les abondances des éléments H, C et N. Deux autres éléments sont détectés : le phosphore dans le gaz phosphine (PH ₃ ) et le germanium dans le germane (GeH ₄ ).

L'atome d'hélium a des vibrations dans la gamme ultraviolette , qui sont fortement absorbées par les atmosphères des planètes extérieures et de la Terre. Ainsi, malgré son abondance, l'hélium n'a été détecté qu'une fois les engins spatiaux envoyés vers les planètes extérieures, et ensuite seulement indirectement par absorption induite par collision dans les molécules d'hydrogène. De plus amples informations sur Jupiter ont été obtenues de la sonde Galileo lorsqu'elle a été envoyée dans l'atmosphère en 1995 ; et la dernière mission de la sonde Cassini en 2017 était d'entrer dans l'atmosphère de Saturne. Dans l'atmosphère de Jupiter, He s'est avéré appauvri d'un facteur 2 par rapport à la composition solaire et Ne d'un facteur 10, un résultat surprenant puisque les autres gaz nobles et les éléments C, N et S étaient renforcés par des facteurs de 2 à 4 (l'oxygène a également été épuisé, mais cela a été attribué à la région inhabituellement sèche que Galileo a échantillonnée).

Les méthodes spectroscopiques ne pénètrent dans les atmosphères de Jupiter et de Saturne que jusqu'à des profondeurs où la pression est à peu près égale à 1 bar , approximativement la pression atmosphérique terrestre au niveau de la mer . La sonde Galileo a pénétré jusqu'à 22 bars. Il s'agit d'une petite fraction de la planète, qui devrait atteindre des pressions de plus de 40 Mbar. Pour contraindre la composition à l'intérieur, des modèles thermodynamiques sont construits en utilisant les informations sur la température provenant des spectres d'émission infrarouge et des équations d'état pour les compositions probables. Des expériences à haute pression prédisent que l'hydrogène sera un liquide métallique à l'intérieur de Jupiter et de Saturne, tandis qu'à Uranus et Neptune, il reste à l'état moléculaire. Les estimations dépendent également des modèles de formation des planètes. La condensation de la nébuleuse présolaire donnerait lieu à une planète gazeuse de la même composition que le Soleil, mais les planètes auraient également pu se former lorsqu'un noyau solide capturait le gaz nébulaire.

Dans les modèles actuels, les quatre planètes géantes ont des noyaux de roche et de glace qui sont à peu près de la même taille, mais la proportion d'hydrogène et d'hélium diminue d'environ 300 masses terrestres à Jupiter à 75 à Saturne et quelques-unes à Uranus et Neptune. Ainsi, alors que les géantes gazeuses sont principalement composées d'hydrogène et d'hélium, les géantes de glace sont principalement composées d'éléments plus lourds (O, C, N, S), principalement sous forme d'eau, de méthane et d'ammoniac. Les surfaces sont suffisamment froides pour que l'hydrogène moléculaire soit liquide, donc une grande partie de chaque planète est probablement un océan d'hydrogène recouvrant l'un des composés les plus lourds. En dehors du noyau, Jupiter a un manteau d'hydrogène métallique liquide et une atmosphère d'hydrogène moléculaire et d'hélium. L'hydrogène métallique ne se mélange pas bien avec l'hélium et, dans Saturne, il peut former une couche séparée sous l'hydrogène métallique.

Planètes terrestres

On pense que les planètes terrestres proviennent du même matériau nébulaire que les planètes géantes, mais elles ont perdu la plupart des éléments les plus légers et ont des histoires différentes. On pourrait s'attendre à ce que les planètes plus proches du Soleil aient une fraction plus élevée d'éléments réfractaires, mais si leurs étapes ultérieures de formation impliquaient des collisions de gros objets avec des orbites échantillonnant différentes parties du système solaire, il pourrait y avoir peu de dépendance systématique à la position.

Les informations directes sur Mars, Vénus et Mercure proviennent en grande partie de missions spatiales. À l' aide de spectromètres à rayons gamma , la composition de la croûte de Mars a été mesurée par l' orbiteur Mars Odyssey , la croûte de Vénus par certaines des missions Venera vers Vénus et la croûte de Mercure par le vaisseau spatial MESSENGER . Des informations supplémentaires sur Mars proviennent de météorites qui ont atterri sur Terre (les Shergottites , les Nakhlites et les Chassignites , collectivement connues sous le nom de météorites SNC). Les abondances sont également contraintes par les masses des planètes, tandis que la distribution interne des éléments est contrainte par leurs moments d'inertie.

Les planètes condensées à partir de la nébuleuse solaire et une grande partie des détails de leur composition sont déterminées par fractionnement au fur et à mesure qu'elles se refroidissent. Les phases qui se condensent se répartissent en cinq groupes. Les premiers à se condenser sont les matériaux riches en éléments réfractaires tels que Ca et Al. Viennent ensuite le nickel et le fer, puis les silicates de magnésium . En dessous d'environ 700 kelvins (700 K), le FeS et les métaux et silicates riches en matières volatiles forment un quatrième groupe, et dans le cinquième groupe, FeO entre dans les silicates de magnésium. Les compositions des planètes et de la Lune sont chondritiques , ce qui signifie qu'au sein de chaque groupe, les rapports entre les éléments sont les mêmes que dans les chondrites carbonées.

Les estimations des compositions planétaires dépendent du modèle utilisé. Dans le modèle de condensation à l' équilibre , chaque planète était formée à partir d'une zone d'alimentation dans laquelle les compositions de solides étaient déterminées par la température dans cette zone. Ainsi, Mercure s'est formé à 1400 K, où le fer est resté sous une forme métallique pure et il y avait peu de magnésium ou de silicium sous forme solide ; Vénus à 900 K, donc tout le magnésium et le silicium se sont condensés ; Terre à 600 K, elle contient donc du FeS et des silicates ; et Mars à 450 K, donc FeO a été incorporé dans des silicates de magnésium. Le plus gros problème avec cette théorie est que les volatiles ne se condenseraient pas, donc les planètes n'auraient pas d'atmosphère et la Terre pas d'atmosphère.

Dans les modèles de mélange chondritique , les compositions des chondrites sont utilisées pour estimer les compositions planétaires. Par exemple, un modèle mélange deux composants, l'un avec la composition des chondrites C1 et l'autre avec uniquement les composants réfractaires des chondrites C1. Dans un autre modèle, les abondances des cinq groupes de fractionnement sont estimées à l'aide d'un élément d'indice pour chaque groupe. Pour le groupe le plus réfractaire, l' uranium est utilisé ; fer pour le second; les rapports du potassium et du thallium à l'uranium pour les deux suivants ; et le rapport molaire FeO/(FeO+ MgO ) pour le dernier. En utilisant des modèles thermiques et sismiques ainsi que le flux de chaleur et la densité, Fe peut être limité à moins de 10 % sur Terre, Vénus et Mercure. U peut être limité à environ 30% sur Terre, mais son abondance sur d'autres planètes est basée sur des "hypothèses éclairées". Une difficulté avec ce modèle est qu'il peut y avoir des erreurs importantes dans sa prédiction des abondances volatiles parce que certains volatiles ne sont que partiellement condensés.

la croûte terrestre

Les constituants les plus courants des roches sont presque tous des oxydes ; les chlorures , les sulfures et les fluorures sont les seules exceptions importantes à cela et leur quantité totale dans n'importe quelle roche est généralement bien inférieure à 1%. En 1911, FW Clarke avait calculé qu'un peu plus de 47% de la croûte terrestre est constituée d' oxygène . Il se produit principalement en combinaison sous forme d' oxydes, dont les principales sont la silice , l' alumine , les oxydes de fer , et divers carbonates ( carbonate de calcium , carbonate de magnésium , le carbonate de sodium , et le carbonate de potassium ). La silice fonctionne principalement comme un acide, formant des silicates, et tous les minéraux les plus communs des roches ignées sont de cette nature. À partir d'un calcul basé sur 1672 analyses de nombreux types de roches, Clarke est arrivé à ce qui suit comme composition moyenne en pourcentage de la croûte terrestre : SiO ₂ =59,71, Al ₂ O ₃ = 15,41, Fe ₂ O ₃ = 2,63, FeO = 3,52, MgO=4,36, CaO=4,90, Na ₂ O=3,55, K ₂ O=2,80, H ₂ O=1,52, TiO ₂ =0,60, P ₂ O ₅ =0,22 (total 99,22 %). Tous les autres constituants ne sont présents qu'en très petites quantités, généralement bien inférieures à 1 %.

Ces oxydes se combinent de manière aléatoire. Par exemple, la potasse (carbonate de potassium) et la soude ( carbonate de sodium ) se combinent pour produire des feldspaths . Dans certains cas, ils peuvent prendre d'autres formes, telles que la néphéline , la leucite et la muscovite , mais dans la grande majorité des cas, ils se trouvent sous forme de feldspath. L'acide phosphorique avec la chaux (carbonate de calcium) forme de l' apatite . Le dioxyde de titane avec l' oxyde ferreux donne naissance à l' ilménite . Une partie de la chaux forme du feldspath de chaux. Le carbonate de magnésium et les oxydes de fer avec silice cristallisent sous forme d' olivine ou d' enstatite , ou avec l'alumine et la chaux forment les silicates ferromagnésiens complexes dont les pyroxènes , les amphiboles et les biotites sont les principaux. Tout excès de silice au-dessus de ce qui est nécessaire pour neutraliser les bases se séparera en quartz ; l'excès d'alumine cristallise sous forme de corindon . Celles-ci ne doivent être considérées que comme des tendances générales. Il est possible, par l'analyse des roches, de dire approximativement quels minéraux la roche contient, mais il existe de nombreuses exceptions à toute règle.

Constitution minérale

Sauf dans les roches ignées acides ou siliceuses contenant plus de 66% de silice , appelées roches felsiques , le quartz n'est pas abondant dans les roches ignées. Dans les roches basiques (contenant 20% de silice ou moins) il est rare qu'elles contiennent autant de silicium, on les appelle roches mafiques . Si le magnésium et le fer sont au-dessus de la moyenne alors que la silice est faible, on peut s'attendre à de l' olivine ; où la silice est présente en plus grande quantité que les minéraux ferromagnésiens, tels que l' augite , la hornblende , l' enstatite ou la biotite , se produisent plutôt que l'olivine. À moins que la potasse ne soit élevée et la silice relativement faible, la leucite ne sera pas présente, car la leucite ne se produit pas avec le quartz libre. La néphéline , de même, se trouve généralement dans les roches contenant beaucoup de soude et relativement peu de silice. Avec des alcalis élevés , des pyroxènes et des amphiboles contenant de la soude peuvent être présents. Plus le pourcentage de silice et d'alcalis est faible, plus la prévalence du feldspath plagioclase contractée avec le feldspath de soude ou de potasse est élevée .

La croûte terrestre est composée à 90 % de minéraux silicatés et leur abondance dans la Terre est la suivante : feldspath plagioclase (39 %), feldspath alcalin (12 %), quartz (12 %), pyroxène (11 %), amphiboles (5 %) , micas (5 %), minéraux argileux (5 %) ; les minéraux de silicate restants représentent 3% supplémentaires de la croûte terrestre. Seulement 8% de la Terre est composée de minéraux non silicatés tels que les carbonates , les oxydes et les sulfures .

L'autre facteur déterminant, à savoir les conditions physiques de consolidation, joue, dans l'ensemble, une moindre part, mais n'est pas pour autant négligeable. Certains minéraux sont pratiquement confinés aux roches intrusives profondes, par exemple, microcline, muscovite, diallage. La leucite est très rare dans les masses plutoniques ; de nombreux minéraux ont des particularités de caractère microscopique selon qu'ils ont cristallisé en profondeur ou près de la surface, par exemple l'hypersthène, l'orthose, le quartz. Il existe de curieux exemples de roches ayant la même composition chimique, mais constituées de minéraux entièrement différents, par exemple, la hornblendite de Gran, en Norvège, qui ne contient que de la hornblende, a la même composition que certaines des camptonites de la même localité qui contiennent feldspath et hornblende d'une autre variété. A ce propos, on peut répéter ce qui a été dit plus haut sur la corrosion des minéraux porphyriques dans les roches ignées. Dans les rhyolites et les trachytes, les premiers cristaux de hornblende et de biotite peuvent être trouvés en grand nombre, partiellement convertis en augite et en magnétite. La hornblende et la biotite étaient stables sous les pressions et autres conditions sous la surface, mais instables à des niveaux plus élevés. Dans la masse souterraine de ces roches, l'augite est presque universellement présente. Mais les représentants plutoniques du même magma, granite et syénite contiennent beaucoup plus souvent de la biotite et de la hornblende que de l'augite.

Roches ignées felsiques, intermédiaires et mafiques

Les roches qui contiennent le plus de silice, et en cristallisant donnent du quartz libre, forment un groupe généralement désigné sous le nom de roches "felsiques". Ceux encore qui contiennent le moins de silice et le plus de magnésie et de fer, de sorte que le quartz est absent alors que l' olivine est généralement abondante, forment le groupe « mafique ». Les roches "intermédiaires" comprennent celles caractérisées par l'absence générale de quartz et d'olivine. Une subdivision importante de celles-ci contient un pourcentage très élevé d'alcalis, en particulier de soude, et contient par conséquent des minéraux tels que la néphéline et la leucite qui ne sont pas courants dans d'autres roches. Il est souvent séparé des autres sous le nom de roches "alcalis" ou "soudes", et il existe une série correspondante de roches mafiques. Enfin, un petit sous-groupe riche en olivine et sans feldspath a été appelé les roches « ultramafiques ». Ils ont de très faibles pourcentages de silice mais beaucoup de fer et de magnésie.

À l'exception de ces dernières, pratiquement toutes les roches contiennent des feldspaths ou des minéraux feldspathoïdes. Dans les roches acides, les feldspaths communs sont l'orthose, la perthite, le microcline et l'oligoclase, tous contenant beaucoup de silice et d'alcalis. Dans les roches mafiques prédominent la labradorite, l'anorthite et la bytownite, riches en chaux et pauvres en silice, potasse et soude. L'augite est le ferromagnésien le plus courant dans les roches mafiques, mais la biotite et la hornblende sont dans l'ensemble plus fréquentes dans les roches felsiques.

Minéraux les plus courants	felsique	Intermédiaire		mafique	Ultramafique
	Quartz Orthose (et Oligoclase), Mica, Hornblende, Augite	Peu ou pas de Quartz : Orthose hornblende, Augite, Biotite	Peu ou pas de Quartz : Plagioclase Hornblende, Augite, Biotite	Pas de Quartz Plagioclase Augite, Olivine	Pas de Felspar Augite , Hornblende, Olivine
Type plutonique ou abyssal	Granit	Syenite	Diorite	Gabbro	péridotite
Type intrusif ou hypabyssal	Quartz-porphyre	Orthose-porphyre	Porphyrite	dolérite	Picrite
Type Laves ou Effusif	Rhyolite , Obsidienne	Trachyte	Andésite	Basalte	Komatiite

Les roches qui contiennent de la leucite ou de la néphéline, remplaçant partiellement ou totalement le feldspath, ne sont pas incluses dans ce tableau. Ils sont essentiellement de caractère intermédiaire ou mafique. Nous pourrions en conséquence les considérer comme des variétés de syénite, de diorite, de gabbro, etc., dans lesquelles se trouvent des minéraux feldspathoïdes, et en effet il existe de nombreuses transitions entre les syénites de type ordinaire et la néphéline - ou leucite - syénite, et entre le gabbro ou la dolérite et la théralite. ou essexite. Mais, comme de nombreux minéraux se développent dans ces roches « alcalines » qui sont rares ailleurs, il convient dans une classification purement formelle comme celle esquissée ici de traiter l'ensemble de l'assemblage comme une série distincte.

Roches à néphéline et à leucite

Minéraux les plus courants	Feldspath alcalin, néphéline ou leucite, augite, hornblend, biotite	Soda Lime Feldspath, Néphéline ou Leucite, Augite, Hornblende (Olivine)	Néphéline ou Leucite, Augite, Hornblende, Olivine
Type plutonique	Néphéline-syénite, Leucite-syénite, Néphéline-porphyre	Essexite et Théralite	Ijolite et Missourite
Type effusif ou laves	Phonolite, Leucitophyre	Téphrite et Basanite	Néphéline-basalte, Leucite-basalte

Cette classification repose essentiellement sur la constitution minéralogique des roches ignées. Toute distinction chimique entre les différents groupes, bien qu'implicite, est reléguée à une position subordonnée. Il est certes artificiel, mais il a grandi avec la croissance de la science et est toujours adopté comme base sur laquelle des subdivisions plus minutieuses sont érigées. Les subdivisions ne sont en aucun cas d'égale valeur. Les syénites, par exemple, et les péridotites, sont bien moins importantes que les granites, les diorites et les gabbros. De plus, les andésites effusives ne correspondent pas toujours aux diorites plutoniques mais en partie aussi aux gabbros. Comme les différentes sortes de roches, considérées comme des agrégats de minéraux, passent progressivement les unes dans les autres, les types de transition sont très communs et sont souvent si importants qu'ils reçoivent des noms spéciaux. Les quartz-syénites et nordmarkites peuvent s'intercaler entre granite et syénite, les tonalites et adamellites entre granite et diorite, les monzonites entre syénite et diorite, norites et hyperites entre diorite et gabbro, etc.

Des traces de métaux dans l'océan

Les métaux traces forment facilement des complexes avec les principaux ions de l'océan, notamment l' hydroxyde , le carbonate et le chlorure, et leur spéciation chimique change selon que l'environnement est oxydé ou réduit . Benjamin (2002) définit les complexes de métaux avec plus d'un type de ligand , autre que l'eau, comme des complexes de ligands mixtes. Dans certains cas, un ligand contient plus d'un atome donneur , formant des complexes très forts, également appelés chélates (le ligand est le chélateur). L'un des chélateurs les plus courants est l'EDTA ( acide éthylènediaminetétraacétique ), qui peut remplacer six molécules d'eau et former des liaisons fortes avec des métaux ayant une charge plus deux. Avec une complexation plus forte, une activité plus faible de l'ion métallique libre est observée. Une conséquence de la réactivité inférieure des métaux complexés par rapport à la même concentration de métal libre est que la chélation a tendance à stabiliser les métaux dans la solution aqueuse plutôt que dans les solides.

Les concentrations de métaux traces cadmium , cuivre , molybdène , manganèse , rhénium , uranium et vanadium dans les sédiments témoignent de l'histoire redox des océans. De milieux aquatiques, du cadmium (II) peut être soit sous la forme CdCl ⁺ _(aq) dans oxiques eaux ou CdS (s) dans un environnement réduite. Ainsi, des concentrations plus élevées de Cd dans les sédiments marins peuvent indiquer des conditions de faible potentiel redox dans le passé. Pour le cuivre(II), une forme prédominante est CuCl ⁺ (aq) dans les environnements oxiques et CuS(s) et Cu ₂ S dans les environnements réduits. L'environnement d'eau de mer réduit conduit à deux états d'oxydation possibles du cuivre, Cu(I) et Cu(II). Le molybdène est présent à l'état d'oxydation du Mo(VI) sous forme de MoO ₄ ²⁻ _(aq) dans les environnements oxiques. Mo(V) et Mo(IV) sont présents dans des milieux réduits sous les formes MoO ₂ ⁺ _(aq) et MoS _2(s) . Le rhénium est présent à l'état d'oxydation Re(VII) sous forme de ReO ₄ ⁻ dans des conditions oxiques , mais est réduit en Re(IV) qui peut former ReO ₂ ou ReS ₂ . L'uranium est à l'état d'oxydation VI dans UO ₂ (CO ₃ ) ₃ ⁴⁻ (aq) et se trouve sous la forme réduite UO ₂ (s). Le vanadium se présente sous plusieurs formes à l'état d'oxydation V(V); HVO ₄ ²⁻ et H ₂ VO ₄ ⁻ . Ses formes réduites peuvent inclure VO ₂ ⁺ , VO(OH) ₃ ^- et V(OH) ₃ . Cette dominance relative de ces espèces dépend du pH .

Dans la colonne d'eau de l'océan ou des lacs profonds, des profils verticaux de traces de métaux dissous sont caractérisés comme suit de type conservateur , de type nutriment ou de type récupérés distributions. Dans ces trois distributions, les métaux traces ont des temps de résidence différents et sont utilisés à des degrés divers par les micro-organismes planctoniques . Les métaux traces avec des distributions de type conservateur ont des concentrations élevées par rapport à leur utilisation biologique. Un exemple d'un métal trace avec une distribution de type conservateur est le molybdène. Il a un temps de résidence dans les océans d'environ 8 x 10 ⁵ ans et est généralement présent sous forme d' anion molybdate (MoO ₄ ²⁻ ). Le molybdène interagit faiblement avec les particules et affiche un profil vertical presque uniforme dans l'océan. Par rapport à l'abondance de molybdène dans l'océan, la quantité requise comme cofacteur métallique pour les enzymes du phytoplancton marin est négligeable.

Les métaux traces avec des distributions de type nutritif sont fortement associés aux cycles internes de la matière organique particulaire, en particulier l'assimilation par le plancton. Les plus faibles concentrations dissoutes de ces métaux se trouvent à la surface de l'océan, où ils sont assimilés par le plancton. À mesure que la dissolution et la décomposition se produisent à de plus grandes profondeurs, les concentrations de ces métaux traces augmentent. Les temps de séjour de ces métaux, comme le zinc, sont de plusieurs milliers à cent mille ans. Enfin, un exemple de métal trace de type piégée est l' aluminium , qui a de fortes interactions avec les particules ainsi qu'un temps de séjour court dans l'océan. Les temps de séjour des métaux traces de type piégée sont d'environ 100 à 1000 ans. Les concentrations de ces métaux sont les plus élevées autour des sédiments de fond, des cheminées hydrothermales et des rivières. Pour l'aluminium, la poussière atmosphérique constitue la plus grande source d'apports externes dans l'océan.

Le fer et le cuivre présentent des distributions hybrides dans l'océan. Ils sont influencés par le recyclage et le balayage intense. Le fer est un nutriment limitant dans de vastes zones des océans et se trouve en grande abondance avec le manganèse près des sources hydrothermales. Ici, on trouve de nombreux précipités de fer, principalement sous forme de sulfures de fer et de composés d'oxyhydroxyde de fer oxydés. Les concentrations de fer près des sources hydrothermales peuvent être jusqu'à un million de fois les concentrations trouvées dans l'océan ouvert.

En utilisant des techniques électrochimiques, il est possible de montrer que les métaux traces bioactifs (zinc, cobalt, cadmium, fer et cuivre) sont liés par des ligands organiques dans l'eau de mer de surface. Ces complexes de ligands servent à réduire la biodisponibilité des métaux traces dans l'océan. Par exemple, le cuivre, qui peut être toxique pour le phytoplancton et les bactéries océaniques, peut former des complexes organiques. La formation de ces complexes réduit les concentrations de complexes inorganiques biodisponibles de cuivre qui pourraient être toxiques pour la vie marine à des concentrations élevées. Contrairement au cuivre, la toxicité du zinc dans le phytoplancton marin est faible et il n'y a aucun avantage à augmenter la liaison organique du Zn ²⁺ . Dans les régions riches en nutriments et pauvres en chlorophylle , le fer est le nutriment limitant, les espèces dominantes étant de forts complexes organiques de Fe(III).

Voir également

Les références

Lectures complémentaires

Liens externes

• La géochimie des roches ignées (Gunn Interactive Ltd.)