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[...]