Remerciements au professeur Pierre-André Bourque de l'Université Laval au Québec qui m'a autorisé à utiliser ses travaux et chaleureusement encouragé à mes débuts.

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LA CROUTE TERRESTRE

C'est la partie supérieure de la planète Terre.

Elle se distingue en deux types :

-croûte continentale où l'on trouve des terrains vieux de 3, 8 milliards d'années, elle n'est donc pratiquement pas régénérée par rapport à la croûte océanique qui n'a que 200 millions d'années au maximum. La croûte continentale est essentiellement composée de roches métamorphisées et de granites. Son épaisseur varie de 30/40 à 70 km sous les massifs montagneux avec une densité de 2.7, et 2.5 dans les régions sédimentaires.
-croûte océanique qui est essentiellement composée de basaltes pauvres en SiO2 (la silice, minéral formant le quartz entre autre). Son épaisseur varie de 7 à 12 km avec une densité de 2, 7 à 2, 9.
 

Grâce aux ondes sismiques, il a été possible de montrer une discontinuité au sein de la croûte continentale, à mi-épaisseur environ, principalement dans les régions les moins actives (boucliers). Cette discontinuité, de Conrad, indiquerait une différence de composition entre les deux ensembles. Les rares sites où cette croûte inférieure est étudiable montrent de nombreuses intrusions mantelliques basiques. Ainsi la partie supérieure de la croûte continentale est riche en SiO2 tandis que sa partie inférieure l'est moins en raison des nombreuses intrusions mantelliques.

CONSTITUTION DE L’ÉCORCE TERRESTRE

Le tableau qui suit présente la proportion des éléments chimiques les plus abondants dans la croûte terrestre.

Sur ce tableau on remarque que deux éléments, le silicium Si et l'oxygène O, représentent  près des trois quarts (74,4 %) de l'ensemble des éléments chimiques composants les minéraux.

On comprends pourquoi un groupe de minéraux, appelé Silicates, composés à partir des éléments Si et O avec certains autres ions Fe, Mn, K, Al, etc.,  représente à lui seul 95 % du volume des matériaux de la croûte terrestre.

Lors de la formation de la Terre, la différenciation s'est opérée sous l'effet de la gravité, les éléments les plus lourds ont migré vers le centre et les plus légers en surface.
Ce qui explique que le noyau central soit composé essentiellement de Fer Fe et de Nickel Ni peu présents dans la croûte alors que les éléments légers comme l'Oxygène O et le Silicium Si sont restés en surface. 

On distigue,  trois  catégories : les silicates des roches acides (feldspaths, micas, sphènes, tourmaline, béryl, zircon), les silicates des roches basiques (pyroxènes, amphiboles, péridots, zéolites) et les silicates de métamorphisme dont font parties les grenats (même si on trouve des grenats dans certaines pegmatites).

Les Silicates représentent 95 % du volume de la croûte

Les  silicates  de  transformation métamorphique  se  distinguent  également  en  fonction  de  leur  teneur  en aluminium et en eau ou hydroxyles :

  • silicates d’alumine:

    • anhydres ou peu hydratés:andalousite, disthène

    • hydratés:argile

  • silicates non exclusivement alumineux:

    • anhydres ou peu hydratés:grenats,

    • hydratés:chlorites, serpentine

Les quatre atomes d'Oxygène s'organisent en pyramide tétraédrique, le silicium occupe le centre du tétraèdre. Le tétraèdre est chargé négativement  comme le démontre le bilan de charge ci-dessous.

Le tableau qui suit présente les principales caractéristiques des silicates.

Dans les minéraux, les charges doivent être neutres.

 

Il y a deux façons de neutraliser les charges :

  1. lier ensemble les tétraèdres par leurs oxygènes (liens tétraèdre à tétraèdre),.

  2. ajouter des ions positifs, comme des fer, des magnésium, ou des potassium (liens métalliques).

1 LIAISON OXYGENE

TETRAEDE ISOLE

Tétraèdres isolés, la structure est chargée à -4 (le trait rouge illustre  les pôles négatifs correspondant aux 4 oxygènes).

CHAINE SIMPLE

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.

CHAINE DOUBLE

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.

STRUCTURE EN COUCHES

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.

2 LIAISON IONIQUE Mn ou Fe

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.

Un autre groupe important
LES CARBONATES

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.

Les carbonates forment un autre groupe de minéraux qu'on retrouve fréquemment dans la croûte. Ils constituent une forte partie des roches sédimentaires particulièrement les calcaires. La structure est relativement simple : le radical anionique 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

LES MINÉRAUX LES PLUS COMMUNS DANS LA CROÛTE

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

LE SOL QUI NOUS FAIT VIVRE

LA FORMATION DU SOL

Comment se forme le sol ?

A l'origine il n'y a que de la roche mère, au cours des premiers millénaires la roche s'effrite sous l'action des éléments météorologiques, changements de température, précipitations, vent, foudre, UV. La roche se fractionne jusqu'en de petites particule de tailles différentes que l'on classe en trois catégories, les plus grosses sont les sables, les moyennes sont les limons et les très fines les argiles. Le mélange va donner une structure variable en fonctions du pourcentage de chaque catégorie (voir le diagramme de la structure des sols). Quand le mélange s'y prête la végétation commence à se développer et avec elle des animaux, ce petit monde vivant en mourrant et en se décomposant va apporter l'humus qui va permettre le développement de végétaux plus importants et l'arrivé d'animaux plus gros. Ainsi se formeront des couches superposée de bas en haut un horizon minéral, un horizon mineralo-organique, un horizon organique décomposé et un horizon organique en décomposition.

 

Le sol se forme très lentement, il faut environ 7 000 ans pour en reconstituer 20 cm dans une forêt, c'est le résultat du travail continu des organismes internes et externes, il est fonctions des variations climatiques et des interventions humaines.

 


Le pH du sol

Le potentiel hydrogène, le pH, représente la quantité d'ions hydrogène (H+) présents dans le sol. C'est le moyen de spécifier l'acidité d'un sol.

  • Le pH est toujours mesuré à l'aide d'une échelle graduée de 0 à 14

pH  0 à 6,9 = sol acide

pH 7 = sol neutre
pH 7,1 à 14 = sol alcalin

 

  • Cette échelle est exponentielle, ce qui signifie que :

Un sol ayant un pH de 6 est 10 fois plus acide qu'un sol ayant un pH de 7
Un sol ayant un pH de 5 est 100 fois plus acide qu'un sol ayant un pH de 7.

 

 

 

Pour mes amis jardiniers...

Travailler sérieusement sans se prendre au sérieux !

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