SILICE

Quartz

Le quartz fait partie des minéraux essentiels sur lesquels repose la classification des roches éruptives (minéraux cardinaux d'Alfred Lacroix). Son apparition est conditionnée principalement par la saturation en SiO₂ du magma ; aussi est-il caractéristique des roches à excès de silice (dites fréquemment roches acides), dont les plus importantes sont celles de la famille des granites ; absent en principe des roches saturées ou déficitaires en silice, il s'y trouve cependant souvent en petite quantité. Sa présence est incompatible avec celle de l'olivine et des feldspathoïdes, car la réaction donnerait un pyroxène ou un feldspath alcalin ; toutefois, par suite du caractère incongruent de la fusion du pyroxène et de l'orthose, du quartz « réactionnel » peut se former, tandis que subsiste de l'olivine ou de la leucite, si l'équilibre n'est pas maintenu (cas des dolérites).

C'est très généralement du quartz α (de basse température) que l'on observe, bien que la cristallisation puisse se faire sous forme de quartz β, en particulier dans les roches volcaniques. L'inversion, en effet, s'effectue très rapidement lors du refroidissement et elle conserve la forme extérieure, par exemple celle des cristaux dihexaédriques fréquents dans les rhyolites ; la diminution de volume détermine souvent des craquelures ; de plus, le refroidissement entraîne la démixtion de certains éléments ayant pu entrer dans le réseau à haute température, comme le titane qui se sépare sous forme d'aiguilles de rutile. Par ailleurs, le quartz renferme couramment des inclusions liquides microscopiques, qui peuvent contenir une phase gazeuse (CO₂ principalement) ou solide (comme NaCl), témoins du milieu de formation.

Le quartz apparaît ordinairement vers la fin de la cristallisation des magmas, après séparation des minéraux ferromagnésiens et des plagioclases calciques. Mais, dans les magmas granitiques riches en silice, albite et orthose, l'ordre de cristallisation dépend de la composition (cf. granites, fig. 4), et le quartz peut cristalliser précocement sous forme de phénocristaux, ou tardivement sous forme interstitielle, d'où une grande variété de dispositions texturales.

Dans les roches plutoniques, le quartz se présente en grains visibles généralement à l'œil nu, avec un éclat gras caractéristique. Il est le plus souvent xénomorphe et interstitiel ; cependant, les quartz subautomorphes arrondis, souvent corrodés, sont fréquents dans certains granites alcalins (notamment les granites à muscovite appelés granulites par les anciens auteurs français) ; enfin, au microscope, on peut observer du quartz résultant de réactions tardives, comme dans la myrmékite, où il forme des vermicules dans le plagioclase. Le quartz constitue plus de 40 p. 100 de certains granites alcalins et environ 30 p. 100 des granites calco-alcalins ; sa proportion diminue dans les granodiorites et diorites quartziques ; il peut devenir dominant dans les greisens (associé à la muscovite) et certaines pegmatites : dans les pegmatites graphiques, il s'interpénètre avec le microcline, chaque minéral conservant son orientation. Enfin, il compose l'essentiel des filons hydrothermaux, et en particulier la gangue de nombreux minerais.

Dans les roches volcaniques, une grande partie de la silice reste le plus souvent à l'état potentiel dans le verre, apparaissant par dévitrification sous forme d'une mésostase cryptocristalline. Mais, dans les formes porphyriques, le quartz apparaît en phénocristaux, ordinairement corrodés, parfois de grande taille, dans les rhyolites alcalines ; il est plus rare dans les rhyolites calco-alcalines et les dacites. Il est beaucoup plus abondant dans la plupart des roches filoniennes (ou hypoabyssales), sous forme de phénocristaux automorphes, corrodés ou non, et de grains très fins dans la mésostase des microgranites, ou encore sous forme de micropegmatite dans les granophyres. Il est fréquent, en disposition interstitielle, dans les dolérites. Il peut en outre se présenter dans n'importe quelle roche comme minéral secondaire.

Sa grande stabilité, sa dureté et son absence de clivage confèrent au quartz une résistance particulière vis-à-vis des agents de l'altération météorique. Aussi figure-t-il à la première place parmi les minéraux résiduels et détritiques. Il se concentre dans les sables et les grès, dont il peut être l'unique composant (grès quartzite) lorsque les grains d'origine détritique sont cimentés ou nourris par de la silice secondaire.

Le quartz constitue également des accidents dans de nombreuses roches sédimentaires non siliceuses. Des cristaux, bipyramidés ou prismatiques, se développent dans les calcaires, les dolomies, les argiles, etc. ; il tapisse parfois l'intérieur des géodes ou constitue des veines d'origine hydrothermale. Il se trouve aussi sous forme de calcédoine (plus ou moins associée à l'opale) dans des nodules, des rognons, ou remplissant des cavités, ou même en bancs entiers comme dans les meulières, anciens calcaires silicifiés.

Le quartz est un minéral commun des roches métamorphiques, en particulier de celles qui proviennent de la transformation de roches sédimentaires ou éruptives riches en silice. Il peut être relique, hérité des roches originelles (et reconnaissable lorsque le métamorphisme est faible) ; mais, la plupart du temps, il provient d'une recristallisation, souvent à partir de la silice libérée au cours de réactions affectant d'autres minéraux et susceptible de larges migrations : il présente alors un faciès xénomorphe, ordinairement granoblastique comme dans les gneiss. Il forme la quasi-totalité de la roche dans les quartzites.

Le quartz des roches présente fréquemment, au microscope, une  extinction onduleuse résultant d'une déformation mécanique : celle-ci engendre des dislocations divisant le cristal en petits blocs polyédriques légèrement déplacés les uns par rapport aux autres et prenant des orientations optiques progressivement variables (polygonisation).

Autres espèces

La tridymite et la cristobalite, comme il a été dit plus haut, ne se forment pas dans les conditions de pression du plutonisme, et leurs gisements naturels se trouvent typiquement dans les roches volcaniques « acides » : rhyolites, obsidiennes, tufs rhyolitiques, dacites, trachytes, andésites, rarement dans les basaltes. Ces minéraux apparaissent surtout dans des cavités, souvent associés (bien que l'association soit métastable), en même temps que la sanidine, la fayalite, l'augite, etc. Ils semblent dus à l'action des constituants volatils à haute température libérés lors de la cristallisation du magma ; ce sont donc des minéraux de formation tardive, en particulier la cristobalite, laquelle remplace parfois la tridymite dans les vacuoles.

La tridymite et la cristobalite s'observent aussi dans les produits du métamorphisme de contact de haute température (faciès « sanidinite »), notamment dans certaines enclaves de roches volcaniques provenant de la transformation du quartz. Enfin, ces minéraux sont également connus dans les météorites.

L'opale est déposée à basse température par les eaux riches en silice. C'est ainsi qu'on la trouve dans les cavités et les filons hydrothermaux de nombreuses roches ; dans les roches éruptives, elle prend naissance durant le dernier stade de refroidissement. Elle peut aussi former des encroûtements et participer à des concrétions diverses dans les sols et les sédiments ainsi qu'à la sortie des sources et des geysers. Elle est enfin le principal minéral de roches siliceuses d'origine biologique (diatomites, radiolarites, spongolites).

La coésite et la sitshovite n'ont été observées que dans les produits du métamorphisme d'impact et dans ceux des explosions nucléaires, avec la lechateliérite. Ce verre de silice naturel est surtout connu comme étant le constituant des fulgurites, tubes creux de quelques millimètres de diamètre et de plusieurs décimètres, parfois plusieurs mètres de longueur, produits par la foudre sur les sables quartzeux des déserts. La lechateliérite se trouve aussi en inclusions dans les roches volcaniques.