le minerai de fer magnétique qui enregistre le champ magnétique terrestre
À Magnet Cove, dans le comté de Hot Spring, en Arkansas, des pierres noires se dégagent par altération du sol, au-dessus d’un complexe annulaire du Crétacé moyen. Approchez un clou en acier de l’une d’elles : il ne se passe rien. Approchez-le de la suivante : le clou franchit d’un bond l’intervalle et y reste accroché. Les deux pierres sont de la magnétite. La seconde est une pierre d’aimant, un morceau du même minéral que la nature a transformé en aimant permanent. Jusqu’à l’apparition, au milieu du XVIIIe siècle, d’aimants en acier fabriqués sans aucune pierre d’aimant, presque toutes les aiguilles de boussole en mer avaient été aimantées, directement ou par un seul intermédiaire, par une pierre de ce genre.
La magnétite est un oxyde de fer, Fe3O4, dont le fer représente 72,4 % de la masse. C’est le plus fortement magnétique des minéraux courants et, avec l’hématite, l’un des deux principaux minerais de fer. C’est aussi le grain qui, à l’intérieur du basalte, garde la trace du champ magnétique terrestre, et c’est ainsi que les géologues ont découvert l’expansion des fonds océaniques.
On trouve ce minéral dans des endroits qui ont peu à voir avec l’exploitation minière. Des bactéries en font croître des chaînes et s’en servent pour s’orienter dans la vase. Les chitons en recouvrent leurs dents. Le rover Curiosity de la NASA en a découvert dans les argilites lacustres du cratère Gale, sur Mars, et des particules arrondies de magnétite, libérées par la combustion et la friction, ont été retrouvées dans du tissu cérébral humain.
Qu’est-ce que la magnétite ?
La magnétite est un minéral noir à l’éclat métallique, un oxyde de fer de formule Fe3O4, qui renferme à la fois du fer ferreux et du fer ferrique. Elle appartient au groupe du spinelle et cristallise dans le système cubique, le plus souvent en octaèdres. Aucun autre minéral courant dans les roches n’est aussi fortement magnétique, et seule l’hématite lui fait concurrence comme minerai de fer.
Sur le plan formel, l’Association minéralogique internationale (IMA) répertorie la magnétite comme une espèce valide au statut « grandfathered », c’est-à-dire qu’elle a été décrite bien avant que l’Association ne commence à valider les noms en 1959 ; son symbole approuvé est Mag (Warr, 2021). La formule du pôle pur s’écrit Fe2+Fe3+2O4 pour montrer qu’un atome de fer sur trois est ferreux. Dans la nomenclature que Ferdinando Bosi, de la Sapienza University of Rome, et deux collègues de Pise ont publiée pour l’IMA en 2019, la magnétite se range dans le sous-groupe du spinelle du groupe des oxyspinelles, au sein d’un supergroupe du spinelle de 56 espèces. Trente-trois de ces espèces sont des oxydes. Sa classe de Strunz est 4.BB.05, avec les autres oxydes dont le rapport métal/oxygène est de 3:4.
Le nom est plus ancien que la science. Mindat attribue l’orthographe moderne au minéralogiste autrichien Wilhelm Karl von Haidinger, en 1845, et précise que la matière était appelée « lodestone » en anglais dès 1548. Le Handbook of Mineralogy se montre plus prudent et qualifie la magnétite de « terme ancien, faisant peut-être allusion à la localité de Magnésie, en Grèce ». Plus d’un lieu portait ce nom dans l’Antiquité, dont un district de Thessalie et la ville lydienne de Magnésie du Sipyle, aujourd’hui Manisa, dans l’ouest de la Turquie, et les ouvrages de référence en minéralogie ne tranchent pas la question de savoir lequel a donné son nom à la pierre. L’histoire que raconte Pline d’un berger nommé Magnès, dont le bâton ferré resta collé au sol, est une légende et doit être lue comme telle.
La magnétite est un minéral, et elle figure dans l’atlas des roches de Geoscopy par commodité. Il existe bien une roche presque entièrement composée de magnétite, en couches au sein de grandes intrusions mafiques : les pétrologues l’appellent magnétitite.
Chimie et structure cristalline de la magnétite
Imaginez des atomes d’oxygène empilés aussi serrés que des oranges dans une caisse, couche après couche, selon l’arrangement que les cristallographes appellent empilement cubique compact. Cet empilement laisse deux sortes d’interstices. Les petits se trouvent entre quatre atomes d’oxygène placés aux sommets d’un tétraèdre, les plus grands entre six atomes d’oxygène placés aux sommets d’un octaèdre. Les atomes de fer occupent une fraction déterminée de chaque type. Une maille élémentaire de magnétite, un cube de 0,84 nanomètre de côté, contient 32 atomes d’oxygène et 24 atomes de fer, dont 8 dans des interstices tétraédriques et 16 dans des interstices octaédriques. Cet arrangement est la structure du spinelle, et il explique l’essentiel du comportement de la magnétite.
En termes techniques, la magnétite est cubique, de groupe d’espace Fd3̅m, avec une arête de maille de 8,3970(1) Å et huit unités formulaires par maille. Bosi et ses coauteurs décrivent le type spinelle comme un réseau d’anions en empilement cubique compact légèrement déformé, dans lequel les cations occupent un huitième des sites tétraédriques (T) et la moitié des sites octaédriques (M). William Henry Bragg et Shoji Nishikawa ont élucidé cette structure indépendamment l’un de l’autre en 1915, ce qui en fait l’une des premières structures minérales résolues par diffraction des rayons X. Un spinelle « normal » tel que MgAl2O4 place son cation divalent en T et ses cations trivalents en M. La magnétite est un spinelle « inverse » : les sites T contiennent Fe3+, et les sites M contiennent autant de Fe2+ que de Fe3+, d’où la formule structurale T(Fe3+)M(Fe2+Fe3+)O4 et un paramètre d’inversion de 1. Le dichroïsme circulaire magnétique des rayons X a depuis confirmé directement ces occupations de sites dans des ferrites spinelles naturelles (Pearce et ses collègues, 2006).
La liaison est en grande partie ionique, avec une part de covalence, et ce sont les sites octaédriques qui donnent à la magnétite sa propriété chimique la plus singulière. Le fer ferreux et le fer ferrique occupent côte à côte des sites identiques, et à température ambiante un électron saute de l’un à l’autre si rapidement qu’on ne peut pas les distinguer. Les électrons qui sautent ainsi transportent le courant : la magnétite conduit donc l’électricité bien mieux que l’hématite ou la plupart des autres oxydes. Ils absorbent aussi la lumière sur tout le domaine visible, ce qui explique que le minéral soit opaque et noir plutôt que rouge comme l’hématite.
Refroidissez la magnétite en dessous d’environ 125 K (−148 °C) et les sauts d’électrons cessent. Le chimiste néerlandais Evert Verwey a rapporté dans Nature, en 1939, que la résistance fait un bond à cette température, et il a proposé que les Fe2+ et Fe3+ octaédriques se figent selon un arrangement ordonné. Vérifier cette idée a demandé 73 ans, car le cristal se macle en domaines microscopiques à mesure qu’il se déforme. En 2012, Mark Senn et Paul Attfield, de la University of Edinburgh, en collaboration avec Jon Wright, de l’European Synchrotron Radiation Facility à Grenoble, ont résolu la structure à basse température à partir d’un unique grain de 40 micromètres presque exempt de macles. Ils ont décrit la distorsion comme la superposition de 168 ondes de déplacement atomique figées, d’amplitude inférieure à 0,24 Å chacune. La mise en ordre des charges proposée par Verwey s’est révélée correcte en première approximation. La surprise, c’est que chaque électron localisé est étalé sur une ligne de trois atomes de fer, une unité que les auteurs ont baptisée trimeron. Un article de 2025 paru dans Acta Crystallographica B, signé de Michael Carpenter et Richard Harrison, de la University of Cambridge, avec Senn parmi leurs coauteurs, continue d’affiner la description du couplage entre les changements structuraux et électroniques ; la transition de Verwey ne peut donc pas être considérée comme un sujet clos.
Comme la charpente du spinelle tolère des cations de nombreuses tailles et charges, la magnétite pure, Fe3O4, est rare dans la nature. Le Handbook of Mineralogy signale des séries vers la jacobsite (MnFe2O4) et la magnésioferrite (MgFe2O4), et Mindat ajoute une série vers la chromite (FeCr2O4). La substitution qui compte le plus pour les pétrologues va vers l’ulvöspinelle, TiFe2O4, et produit la titanomagnétite des basaltes et des gabbros. Bosi et ses collègues placent la limite entre espèces à la composition Ti0,5Fe3+1,0Fe2+1,5O4 : si les cations trivalents totalisent plus d’un atome par unité formulaire, le grain est de la magnétite. Le vanadium, le chrome, l’aluminium, le magnésium, le manganèse, le nickel et le zinc y entrent en quantités moindres, et leurs proportions diffèrent assez d’un contexte géologique à l’autre pour que Jaayke Knipping et ses collègues, dans Geochimica et Cosmochimica Acta en 2015, aient pu se servir des éléments en traces de la magnétite pour distinguer les stades de croissance magmatiques et hydrothermaux dans des minerais de fer chiliens. La compilation moderne la plus complète d’analyses de magnétite est le volume sur les oxydes de 2011 de Rock-Forming Minerals, successeur de la série originale de Deer, Howie et Zussman.
Le fait de contenir du fer à deux degrés d’oxydation fait aussi de la magnétite un indicateur du caractère plus ou moins oxydant de son environnement. Ajoutez de l’oxygène et elle se transforme en hématite. Retirez de l’oxygène en présence de quartz et elle réagit pour former la fayalite, l’olivine ferrifère. L’étalonnage par Hugh O’Neill, en 1987, de ce second équilibre, le tampon quartz–fayalite–magnétite (QFM), est l’un des points fixes de la pétrologie expérimentale, et Ian Carmichael et Mark Ghiorso ont montré en 1986 que des basaltes vitreux du plancher océanique du Pacifique enregistrent des fugacités d’oxygène comprises entre ce tampon et le tampon nickel–oxyde de nickel, légèrement plus oxydant. À très haute pression, la charpente du spinelle elle-même cède, et Camilla Haavik et ses collègues (2000) ont mesuré l’équation d’état de la magnétite et de sa modification de haute pression, plus dense.
Propriétés physiques de la magnétite
La magnétite est d’un noir de fer à noir grisâtre, avec un éclat qui va du métallique vif sur les faces fraîches des cristaux au mat sur le minerai massif altéré. Le trait est noir. Ce seul test la distingue de l’hématite, qui peut avoir exactement le même aspect sur un échantillon de main et laisse un trait brun rougeâtre sur le même carreau non émaillé. Le minéral est opaque sous toutes les épaisseurs qu’un géologue rencontre habituellement ; il n’est translucide que par ses bords très minces, avec un indice de réfraction de 2,42. En section polie, en lumière réfléchie, la magnétite est isotrope et grise, avec une légère teinte brunâtre. Elle réfléchit environ 20 % de la lumière incidente sur l’ensemble du spectre visible.
La dureté est de 5,5 à 6,5 sur l’échelle de Mohs, et la microdureté Vickers mesurée sous une charge de 100 g est de 681 à 792 kg/mm². Une lame de couteau en acier la raye à peine. La densité mesurée est de 5,175 et la masse volumique calculée à partir de la maille est de 5,20 g/cm³ : un bloc de la taille d’un poing paraît donc environ deux fois plus lourd qu’un même volume de granite. Il n’y a pas de véritable clivage. De nombreux cristaux se brisent pourtant selon des surfaces octaédriques planes : c’est une très bonne séparation selon {111}, qui suit des lamelles de macle ou de fines plaquettes d’exsolution. Là où la séparation est absente, la cassure est inégale, et le minéral est cassant.
Le cristal typique est un octaèdre. Les dodécaèdres rhombiques sont moins courants et portent souvent des stries parallèles à leur grande diagonale. Les cubes sont très rares, et leur localité classique est Balmat, dans le comté de St. Lawrence, dans l’État de New York. La macle selon {111}, la loi du spinelle, produit des macles de contact aplaties. Les cristaux peuvent atteindre 25 cm de large, mais la plupart de la magnétite se présente sous forme de grains larges d’une fraction de millimètre, disséminés dans des roches magmatiques et métamorphiques, ou de masses granulaires dans le minerai.
Deux températures encadrent son magnétisme. La température de Curie est de 580 °C ; au-dessus, le minéral perd son aimantation spontanée. La transition de Verwey, vers 125 K, marque le passage à basse température du comportement conducteur au comportement isolant, et les laboratoires de magnétisme des roches utilisent la perte de rémanence qui l’accompagne comme signature de la magnétite dans un échantillon. Entre ces deux températures, tout fragment de magnétite est fortement attiré par un aimant tenu à la main, bien que très peu de fragments soient eux-mêmes des aimants.
| Propriété | Magnétite |
|---|---|
| Formule chimique | Fe2+Fe3+2O4 (Fe3O4) ; 72,4 % en masse de Fe |
| Statut IMA et symbole | Valide, « grandfathered » ; Mag |
| Classification | Supergroupe du spinelle, groupe des oxyspinelles, sous-groupe du spinelle ; Strunz 4.BB.05 |
| Système cristallin et groupe d’espace | Cubique (isométrique), Fd3̅m ; a = 8,397 Å ; Z = 8 |
| Type structural | Spinelle inverse |
| Dureté (Mohs) | 5,5–6,5 (VHN100 681–792 kg/mm²) |
| Masse volumique | 5,175 g/cm³ mesurée ; 5,20 g/cm³ calculée |
| Clivage et cassure | Pas de clivage ; très bonne séparation selon {111} ; cassure inégale ; cassant |
| Couleur et trait | Noir à noir grisâtre ; trait noir |
| Éclat et transparence | Métallique à submétallique, parfois mat ; opaque |
| Propriétés optiques | Isotrope ; n = 2,42 ; réflectance d’environ 20 % |
| Habitus et macles | Octaèdres, plus rarement dodécaèdres ; granulaire ou massif ; macles selon la loi du spinelle sur {111} |
| Magnétisme | Ferrimagnétique ; température de Curie de 580 °C ; transition de Verwey vers 125 K |
Pourquoi la magnétite est-elle magnétique ?
Chaque atome de fer de la magnétite porte un moment magnétique, car sa couche électronique externe n’est remplie que partiellement. Que le cristal dans son ensemble soit magnétique ou non dépend de la façon dont les moments voisins s’alignent. En 1948, le physicien français Louis Néel a montré que les spinelles comme la magnétite contiennent deux sous-réseaux magnétiques interpénétrés, orientés en sens opposés. Tout le fer des sites tétraédriques est orienté dans un sens et tout le fer des sites octaédriques dans l’autre. Le fer ferrique des sites T annule exactement le fer ferrique des sites M. Le fer ferreux des sites M n’a pas de partenaire pour l’annuler, et son moment, de quatre magnétons de Bohr par unité formulaire, est ce qui subsiste. Néel a baptisé cet arrangement ferrimagnétisme, et il a partagé le prix Nobel de physique 1970 en partie pour cette idée.
Il en résulte une aimantation à saturation d’environ 90 A·m² par kilogramme, soit près de deux cents fois celle de l’hématite, comme l’exposent David Dunlop et Özden Özdemir dans leur manuel Rock Magnetism (1997). Chauffez le minéral : l’agitation thermique brouille peu à peu l’alignement jusqu’à ce que, à la température de Curie de 580 °C, le moment résultant disparaisse. Refroidissez-le de nouveau dans un champ magnétique : le moment réapparaît, aligné sur ce champ. Cette réversibilité est à la base de tout enregistrement paléomagnétique conservé dans les roches magmatiques.
La taille des grains détermine dans quelle mesure un cristal conserve son aimantation. Dans un grain plus petit qu’environ un dixième de micromètre, tous les moments pointent dans la même direction et forment un seul domaine magnétique, très difficile à réorienter. Les grains plus gros se divisent en de nombreux domaines dont les parois se déplacent facilement : un gros cristal répond donc fortement à un champ appliqué, puis se relâche lorsque le champ est supprimé. C’est pourquoi un octaèdre de magnétite acheté chez un marchand de minéraux est attiré par un aimant mais ne ramasse pas de trombone.
Une pierre d’aimant, elle, en ramasse. Peter Wasilewski, du Goddard Space Flight Center de la NASA, a passé des années à comprendre la différence, et son article de 1999 avec Günther Kletetschka dans Geophysical Research Letters a apporté deux réponses. La première concerne la microstructure. Toutes les pierres d’aimant qu’ils ont examinées contenaient de la maghémite, proche parente de la magnétite mais entièrement oxydée, en intercroissance avec le minéral hôte à l’échelle du micromètre ou moins. Cette intercroissance ancre les parois de domaines et porte la coercitivité entre 10 et 30 milliteslas, ce qui suffit pour qu’un morceau massif de minerai se comporte comme un assemblage de grains fins. La seconde concerne le champ d’aimantation. Le champ terrestre est bien trop faible pour saturer une telle roche. Les minerais de magnétite ordinaires portent moins de 5 % de la rémanence qu’ils pourraient conserver, tandis que les échantillons dont on sait qu’ils ont été frappés par la foudre en portent de 45 à 92 %. Dans un rapport antérieur de la NASA (1976), Wasilewski avait montré qu’une « proto-pierre d’aimant » pouvait être rendue permanente par un champ supérieur à 1 000 oersteds (0,1 tesla), et il évoquait de vieux témoignages de terrain, remontant à l’Antiquité et au Moyen Âge, selon lesquels les pierres d’aimant se présentent en plages localisées au sein d’amas de minerai massifs. La foudre, qui fait passer des dizaines de milliers d’ampères dans le sol pendant une fraction de seconde, s’accorde avec ces deux observations.
Comment se forme la magnétite ?
Le Handbook of Mineralogy résume les modes de gisement de la magnétite en deux phrases denses : un accessoire courant des roches magmatiques et métamorphiques, concentré en minerai par ségrégation magmatique ou par métamorphisme de contact, abondant dans les formations de fer rubanées sédimentaires, produit par des organismes et rassemblé en dépôts détritiques. Peu de minéraux se forment dans une telle étendue de conditions, depuis une fumerolle à 850 °C jusqu’à l’intérieur d’une cellule vivante à la température de l’eau d’un étang. Le fil conducteur est d’ordre chimique. La magnétite a besoin de fer aux deux degrés d’oxydation ; elle se forme donc là où les conditions ne sont ni fortement oxydantes, ce qui favorise l’hématite, ni fortement réductrices, ce qui favorise les silicates ou les sulfures de fer.
Dans les magmas et les intrusions litées
La plupart des roches magmatiques contiennent entre une fraction de pour cent et quelques pour cent de magnétite, sous forme de petits grains cristallisés à partir du liquide magmatique. Dans le basalte et le gabbro, la phase qui se forme est la titanomagnétite, une solution solide avec l’ulvöspinelle, et elle survit rarement inchangée au refroidissement. Lorsque la roche se refroidit et s’oxyde un peu, le composant riche en titane se sépare sous forme de fines lamelles d’ilménite le long des plans octaédriques du minéral hôte, ce qui donne la texture en treillis bien connue des spécialistes de microscopie des minerais. Arthur Buddington et Donald Lindsley ont montré, dans un article de 1964 paru dans le Journal of Petrology, que les compositions de solutions solides de magnétite et d’ilménite coexistantes fixent à la fois la température et la fugacité d’oxygène auxquelles elles se sont équilibrées pour la dernière fois. Leur thermomètre et oxybaromètre, recalibré plusieurs fois depuis, reste un outil courant pour les roches volcaniques.
Les granites se répartissent selon la même chimie. Shunso Ishihara, du Geological Survey of Japan, a proposé en 1977 que les roches granitiques se classent en une série à magnétite et une série à ilménite, la première cristallisée à partir d’un magma relativement oxydé et renfermant de la magnétite accessoire, la seconde à partir d’un magma réduit et en étant presque dépourvue. La distinction peut être cartographiée avec un susceptibilimètre portatif, et elle va de pair avec les métaux qu’une ceinture granitique est susceptible de renfermer.
Lorsqu’un grand volume de magma mafique se refroidit lentement, les cristaux d’oxydes denses peuvent se déposer ou être entraînés en couches. La zone supérieure du complexe du Bushveld, en Afrique du Sud, contient plus de vingt couches de magnétitite, et Grant Cawthorn et Terence McCarthy (1980) ont utilisé la chute rapide du chrome vers le haut au sein de couches individuelles comme preuve d’un magma chimiquement hétérogène, brassé par des courants de convection. Ces couches sont riches en vanadium. La synthèse de 2017 de l’US Geological Survey sur les ressources en vanadium, dirigée par Karen Kelley, qualifie les gisements de titanomagnétite vanadifère de principale source mondiale du métal et donne leur teneur typique : 0,2 à 1 % en masse de V2O5. Des roches apparentées, riches en oxydes, se rencontrent autour des anorthosites de type massif. À Tahawus, sur le lac Sanford, dans le massif des Adirondacks de l’État de New York, un minerai à gros grains de magnétite–ilménite s’est formé avec l’anorthosite de Whiteface il y a environ 1 155 millions d’années. Là où l’apatite s’ajoute aux deux oxydes, la roche est appelée nelsonite, et à Iron Mine Hill, dans le Rhode Island, une roche à magnétite titanifère et olivine nommée cumberlandite a été extraite comme minerai de fer au XVIIIe siècle.
Gisements de type Kiruna à oxydes de fer et apatite
Les plus grands corps de magnétite presque pure sont aussi ceux qui suscitent le plus de controverses. À Kiirunavaara, dans le comté de Norrbotten, au nord de la Suède, une masse tabulaire de magnétite à apatite plonge fortement entre des roches volcaniques paléoprotérozoïques. L’exploitant, la société d’État LKAB, décrit un corps minéralisé de plus de 4 km de long et de 80 à 120 m d’épaisseur, dont les forages n’ont pas encore fixé l’extension en profondeur. Des gisements du même type se rencontrent dans la ceinture de fer chilienne, à El Laco, haut dans les Andes chiliennes, dans le district de Bafq, en Iran, dans les Adirondacks, et à Iron Springs, dans l’Utah. On les regroupe sous le nom de gisements d’oxydes de fer et d’apatite (IOA) ou de gisements de type Kiruna.
Depuis un siècle, les géologues se demandent si la magnétite a cristallisé à partir d’un liquide riche en fer ou si elle a été déposée par de l’eau chaude. Les travaux récents ont resserré le débat sans le clore. Valentin Troll, de la Uppsala University, et ses collègues (2019) ont mesuré les isotopes du fer et de l’oxygène dans la magnétite de minerais de type Kiruna de Suède et du Chili, ainsi que dans d’autres échantillons d’Iran, et ont constaté qu’environ 80 % de leurs échantillons correspondaient à des magnétites de référence volcaniques et plutoniques formées au-dessus de 800 °C. Le cinquième restant, provenant surtout de filons et de disséminations, correspondait à une magnétite hydrothermale formée à 400 °C ou moins. Quatre ans plus tôt, dans la revue Geology, Knipping et ses coauteurs avaient proposé un mécanisme qui fait appel aux deux : des microlites de magnétite cristallisent dans un magma et des bulles de fluide se forment à leur surface, de sorte que la suspension, rendue flottante, remonte et s’accumule. Des expériences indiquent une troisième voie : un magma hydraté et oxydé, à 100 MPa et de 1 000 à 1 040 °C, peut libérer un liquide immiscible fer–calcium–phosphore contenant moins de 5 % de silice, ce qui est proche de la composition globale des minerais. Wyatt Bain et Matthew Steele-MacInnis, de la University of Alberta, ont suivi une autre piste. Ils ont trouvé des inclusions de liquide carbonaté–sulfaté riche en fer dans des minéraux du stade de formation du minerai de Buena Vista, dans le Nevada, et d’Iron Springs, dans l’Utah (2020), puis ont signalé un liquide sulfaté riche en fer à El Laco (2021), et ils soutiennent que l’assimilation de calcaire ou d’évaporite par le magma est l’étape commune à tous ces systèmes. Une synthèse de 2022, dirigée par Martin Reich, de la Universidad de Chile, et parue dans Nature Reviews Earth & Environment, considère ces gisements comme les produits d’un continuum allant des conditions magmatiques aux conditions hydrothermales.
Skarns, filons, carbonatites et gaz volcaniques
Les fluides chauds chargés de fer libérés par une intrusion réagissent avec le calcaire ou la dolomie pour former un skarn, et la magnétite en est souvent l’oxyde principal, accompagnée de grenat andradite et d’épidote. Les anciennes mines de fer de Cornwall, en Pennsylvanie, et la mine de scheelite–magnétite de Kara, en Tasmanie, ont toutes deux exploité des gisements de ce type de contact. La magnétite est aussi l’oxyde dominant de nombreuses carbonatites, des roches magmatiques composées principalement de minéraux carbonatés. Elle est abondante à Palabora, en Afrique du Sud, et à Oka, au Québec. Le minéral peut même se condenser à partir de vapeur. Mindat cite une expérience de Fabrizio Africano et de ses collègues (2002) sur les gaz du volcan Satsuma-Iwojima, au Japon, dans laquelle la magnétite était le principal solide à précipiter lorsque le gaz se refroidissait d’environ 850 à 650 °C.
Formations de fer rubanées et roches métamorphiques
En tonnage, l’essentiel du minerai de magnétite du monde se trouve dans les formations de fer rubanées (BIF), des sédiments lités de fer et de silice déposés principalement il y a environ 3,8 à 1,8 milliard d’années. La synthèse de Cornelis Klein de 2005 dans American Mineralogist décrit la magnétite, l’hématite, le chert et les carbonates ou silicates de fer comme l’assemblage récurrent, la magnétite dominant dans bon nombre des exemples les moins altérés. La Biwabik Iron Formation du Mesabi Range, dans le Minnesota, âgée d’environ 1,88 milliard d’années, est un cas bien étudié. Son chert à magnétite, appelé taconite, a une teneur d’environ 25 à 35 % de fer.
Il est douteux que cette magnétite se soit déposée à partir de l’eau de mer précambrienne. Birger Rasmussen et Janet Muhling, travaillant en Australie-Occidentale, ont examiné les formations de Hamersley à fort grossissement et ont conclu en 2018 qu’une grande partie de la magnétite y avait cristallisé tardivement, par décomposition thermique de la sidérite, un carbonate de fer, lors de l’enfouissement et d’un métamorphisme de faible degré. S’ils ont raison, les bandes de magnétite enregistrent l’histoire thermique de la roche plutôt que la chimie de l’océan ancien. Avec un métamorphisme plus intense, les grains grossissent. Dans les formations de fer archéennes d’Australie-Occidentale métamorphisées à haut degré, la magnétite coexiste avec des pyroxènes et de la fayalite (Gole et Klein, 1981).
La magnétite est tout aussi à l’aise dans les roches métamorphiques ordinaires. Dans les schistes à chlorite des Alpes et des Appalaches, elle forme des octaèdres nets et isolés, atteignant un centimètre ou plus de large, développés à l’état solide à des températures du faciès schistes verts. Les cristaux du Zillertal, au Tyrol, et du Vermont sont des exemples classiques, et ce sont souvent les premiers cristaux de magnétite que possède un collectionneur.
Serpentinites
Quand l’eau de mer réagit avec la péridotite du manteau, le fer de l’olivine doit bien aller quelque part. Une partie est oxydée pour former de la magnétite, et l’oxygène nécessaire provient de l’eau, qui laisse derrière elle de l’hydrogène gazeux. Frieder Klein, de la Woods Hole Oceanographic Institution, et ses collègues (2014) ont mesuré la magnétite dans des péridotites serpentinisées prélevées par forage dans le plancher océanique et ont trouvé des teneurs allant de moins de 0,04 à 6,15 % en masse. La température commandait la quantité. Les roches altérées à une température de 200 à 300 °C étaient riches en magnétite, tandis que celles altérées en dessous d’environ 200 °C logeaient leur fer ferrique dans la serpentine et leur fer ferreux dans la brucite. Les deux types avaient produit de l’hydrogène. La conséquence pratique est que les fortes anomalies magnétiques au-dessus de certains massifs de serpentinites, et leur absence au-dessus d’autres, renseignent sur la température à laquelle la roche mantellique a été hydratée.
Sédiments et sables noirs
La magnétite résiste mieux à l’altération chimique que la plupart des minéraux ferrifères et est assez dense pour se laisser distancer par le quartz dans l’eau en mouvement. Les rivières et les vagues la trient donc en traînées sombres et, en quelques endroits, en dépôts qui valent d’être exploités. Les sables ferrugineux de la côte ouest de l’île du Nord de la Nouvelle-Zélande, issus de l’érosion des volcans andésitiques du Taranaki, sont des placers de titanomagnétite de ce type et alimentent une aciérie. De la magnétite fine se forme aussi sur place. Barbara Maher et Reginald Taylor ont rapporté dans Nature, en 1988, que de la magnétite ultrafine se forme dans les sols, ce qui contribue à expliquer pourquoi le sol de surface est souvent plus magnétique que la roche située en dessous. Un an plus tôt, Derek Lovley et ses collègues avaient montré qu’une bactérie des sédiments qui respire du fer ferrique laisse de la magnétite comme sous-produit à l’extérieur de sa paroi cellulaire.
Fabriquée par le vivant
En 1975, Richard Blakemore, alors doctorant et travaillant sur des sédiments prélevés près de Woods Hole, dans le Massachusetts, a remarqué au microscope que certaines bactéries nageaient toujours vers le même côté d’une goutte d’eau. Déplacer un aimant changeait leur direction. Son article dans Science les a nommées bactéries magnétotactiques, et des micrographies électroniques ont montré pourquoi elles se comportaient ainsi : chaque cellule contenait une chaîne de cristaux riches en fer. Une fois que Blakemore et ses collègues ont réussi à obtenir en culture pure un spirille magnétique d’eau douce, Richard Frankel, du MIT, a soumis des cellules entières à la spectroscopie Mössbauer et a identifié les cristaux comme étant de la magnétite (1979). Le médecin italien Salvatore Bellini avait décrit un comportement semblable en 1963, dans des rapports restés inaperçus pendant des décennies. Chaque cristal est logé dans sa propre vésicule membranaire, l’ensemble formant un magnétosome, et mesure quelques dizaines de nanomètres, la gamme de tailles dans laquelle la magnétite est un monodomaine stable ; la chaîne agit alors comme une seule aiguille de boussole qui oriente la cellule entière parallèlement au champ géomagnétique. Les bactéries nagent ensuite le long des lignes de champ inclinées pour atteindre la couche de vase ou d’eau pauvre en oxygène qu’elles préfèrent.
Des organismes plus grands se servent du minéral de façon mécanique. Heinz Lowenstam, du California Institute of Technology, a découvert au début des années 1960 que les dents de la langue râpeuse des chitons, des mollusques marins qui raclent les algues sur les roches, sont recouvertes de magnétite, et son article de 1967 dans Science a ajouté la lépidocrocite et un minéral de type apatite à la liste de leurs constituants. C’était la première démonstration qu’un animal peut précipiter de la magnétite, et ces revêtements permettent aux dents de résister à l’abrasion constante contre la roche.
Les bactéries magnétotactiques mortes laissent leurs cristaux dans le sédiment, où ils peuvent se conserver sous forme de magnétofossiles. Shih-Bin Robin Chang et Joseph Kirschvink ont passé en revue cet enregistrement en 1989 et l’ont suivi loin dans le Précambrien. L’assemblage le plus connu provient d’un forage à Ancora, dans le New Jersey, dans des argiles déposées il y a environ 56 millions d’années pendant le maximum thermique du Paléocène–Éocène. Dirk Schumann et ses collègues (2008) y ont trouvé des magnétofossiles bactériens ordinaires, ainsi que des cristaux de magnétite en forme de pointe de lance et de fuseau, atteignant 4 micromètres de long. Ils les ont interprétés comme biogéniques, formés par des organismes inconnus, peut-être des eucaryotes, qui prospéraient sur un plancher océanique riche en fer et pauvre en oxygène pendant le réchauffement. Des découvertes plus récentes montrent que ces géants ne se limitaient pas à cet épisode : on en trouve dans des sédiments allant d’environ 97 millions d’années jusqu’aux 50 000 dernières années, et personne n’a identifié l’organisme qui les produit.
Au-delà de la Terre
La magnétite est une trouvaille courante dans les matériaux planétaires. Elle est fréquente dans les chondrites carbonées altérées par l’eau, et le diffractomètre à rayons X CheMin du rover Curiosity de la NASA l’a détectée dans les premières argilites forées à Yellowknife Bay, dans le cratère Gale. Nicholas Tosca, de la University of Oxford, et ses collègues (2018) ont reproduit en laboratoire la chimie de ces argilites et ont montré qu’une hausse du pH dans une eau anoxique issue du basalte déclenche une chaîne de transformations minérales qui aboutit à de la magnétite et à de l’hydrogène dissous. Ils ont suggéré que l’hydrogène libéré de cette façon aurait pu réchauffer la Mars primitive suffisamment, pendant de courtes périodes, pour maintenir de l’eau liquide dans les lacs sous une atmosphère de dioxyde de carbone.
La magnétite martienne la plus célèbre se trouve sur Terre. La météorite Allan Hills 84001, une orthopyroxénite de 1,93 kg recueillie en Antarctique le 27 décembre 1984, contient des globules de carbonate bordés de grains de magnétite longs de quelques dizaines de nanomètres. En 1996, David McKay et ses collègues du Johnson Space Center de la NASA ont soutenu dans Science que certains de ces grains ressemblaient assez à des magnétosomes bactériens pour constituer d’éventuelles preuves d’une vie ancienne. La plus grande partie de cette argumentation a depuis été expliquée sans recourir à la biologie, et la magnétite est la part qui reste débattue.
Où trouve-t-on la magnétite ? Localités remarquables
La magnétite n’a pas de localité type désignée, car son nom est antérieur à la description moderne. C’est l’un des minéraux les plus signalés sur Terre. Mindat recensait 21 247 localités pour ce minéral en septembre 2026 et en signale moins de vingt comme importantes ; toute liste courte est donc une sélection. Le choix du Handbook of Mineralogy est un bon guide pour les plus beaux cristaux.
Pour les cristaux, les Alpes donnent la référence. Des octaèdres nets et brillants proviennent de fentes et de schistes dans le Binntal et au Rimpfischwäng, près de Zermatt, tous deux en Valais, en Suisse, ainsi que de schistes à chlorite du Zillertal, au Tyrol, en Autriche. Les mines de skarn de Traversella, dans le Piémont, en Italie, ont produit des cristaux dodécaédriques. La Suède a fourni des spécimens de musée provenant de Falun et de Västanfors, et la Norvège d’Arendal. En Russie, le Handbook cite Zlatooust et Magnitogorsk, dans l’Oural, où le mont Magnitnaïa a donné son nom à une ville de l’acier. Hors d’Europe, le complexe de Gardiner, près du fjord de Kangerlussuaq, dans l’est du Groenland, et les marbres de Bancroft, en Ontario, sont bien connus.
Les spécimens modernes les plus recherchés proviennent du Cerro Huañaquino, dans le département de Potosí, en Bolivie, où des octaèdres aux arêtes tranchantes, atteignant environ 2 cm, reposent sur du feldspath clair. Aux États-Unis, les sources classiques sont la mine de Tilly Foster, à Brewster, dans le comté de Putnam, dans l’État de New York, et le district du lac Sanford, dans le comté d’Essex, dans le même État. Les mines de zinc de Balmat, également dans l’État de New York, ont fourni les rares cubes. Magnet Cove, en Arkansas, et le district d’Iron Springs, dans le comté d’Iron, dans l’Utah, fournissent tous deux de la pierre d’aimant. Le Cerro de Mercado, à Durango, au Mexique, est mieux connu des collectionneurs pour l’apatite jaune qui y croît avec sa magnétite. Itabira, dans le Minas Gerais, au Brésil, clôt la liste du Handbook ; Balmat et le Cerro Huañaquino n’y figurent pas.
Pour le minerai, l’échelle compte davantage que la forme des cristaux. Kiirunavaara et Malmberget, en Laponie suédoise, figurent parmi les plus grandes mines de fer souterraines du monde, et, selon les estimations de l’US Geological Survey, la Suède a produit environ 26 millions de tonnes de minerai de fer en 2025. Aux États-Unis, huit mines à ciel ouvert du Minnesota, du Michigan et de l’Utah ont approvisionné la sidérurgie en 2025. Des formations de fer à magnétite sont exploitées à bien plus grande échelle dans le nord de la Chine ainsi que dans les bassins de Koursk et de Kryvyï Rih, en Russie et en Ukraine, et les niveaux d’oxydes du complexe du Bushveld, en Afrique du Sud, et de l’intrusion de Panzhihua, au Sichuan, en Chine, sont aussi exploités pour leur vanadium et leur titane. En Mauritanie, les trains de minerai de fer partent des quartzites à magnétite et hématite du massif du Kediet ej Jill, près de Zouérat. Les grandes mines du Pilbara, en Australie-Occidentale, et de Carajás, au Brésil, sont parfois citées comme des localités à magnétite, bien que leur production soit surtout du minerai d’hématite et de goethite.
Variétés de magnétite et espèces apparentées
Pierre d’aimant
La pierre d’aimant est la seule variété dotée d’un nom d’usage courant, et, à proprement parler, c’est plutôt une roche qu’une variété minérale. Mindat la définit comme de la magnétite qui constitue un aimant naturel. Les travaux de Wasilewski montrent que le magnétisme réside dans une fine intercroissance de magnétite et de maghémite, parfois accompagnées de phases titanifères, et que le matériau doit en outre avoir été exposé à un champ transitoire intense. Le nom anglais associe l’ancien mot lode, qui signifiait voie ou trajet, à « stone » (pierre) : la « lodestone » est donc une pierre qui montre le chemin.
Titanomagnétite et série de l’ulvöspinelle
La titanomagnétite est la magnétite de tous les jours des roches magmatiques mafiques et des sables noirs de plage issus de leur érosion. Mindat cite la magnétite titanifère et une variante riche en magnésium comme variétés. La teneur en titane abaisse la température de Curie bien en dessous de 580 °C, ce qui explique que les basaltes du plancher océanique, qui contiennent des grains riches en titane, acquièrent et perdent leur aimantation à des températures plus basses qu’un granite. Lors d’un refroidissement lent, la solution solide se démixe en magnétite et en lamelles d’ilménite ou d’ulvöspinelle, et Richard Harrison et ses collègues (2002) ont imagé directement par holographie électronique les interactions magnétiques entre de tels blocs de taille nanométrique. Ils en ont conclu que ces fines intercroissances peuvent porter une rémanence très stable.
Variétés chimiques
Mindat reconnaît plusieurs variétés définies par un élément de substitution. La chrommagnétite renferme 0,5 à 1 atome de Cr3+ par unité formulaire et l’ishkulite 0,1 à 0,5, toutes deux sur la voie de la chromite. La vanado-magnétite, signalée en Inde avec jusqu’à 4,84 % de vanadium, évolue vers le pôle pur rare qu’est la coulsonite, FeV2O4. La manganmagnétite porte du Mn2+ à la place du Fe2+ et tend vers la jacobsite. Aucune d’elles n’est une espèce distincte, et selon les règles de l’IMA de 2019, un grain garde le nom de magnétite tant que le fer ferrique est son cation trivalent dominant et le fer ferreux son cation divalent dominant.
Pseudomorphoses et maghémite
Deux noms de pseudomorphoses témoignent de va-et-vient entre la magnétite et l’hématite. La martite est de l’hématite qui a remplacé la magnétite en conservant le contour octaédrique, sort habituel des cristaux de magnétite exposés à des eaux souterraines oxydantes. La mushketovite est l’inverse : de la magnétite qui a remplacé de l’hématite en plaquettes, et elle signale un fluide devenu de plus en plus réducteur avec le temps. La maghémite se situe chimiquement entre les deux minéraux. Elle conserve la charpente de spinelle de la magnétite, et tout son fer est ferrique. La charge est équilibrée en laissant vides certains sites cationiques, c’est pourquoi l’IMA écrit maintenant sa formule (Fe3+0,67□0,33)Fe3+2O4, le carré représentant une lacune. La maghémite se forme par oxydation de la magnétite à basse température et est presque aussi magnétique. C’est la phase qui durcit la pierre d’aimant.
Minéraux apparentés du groupe du spinelle
Remplacez le fer ferreux de la magnétite par un autre métal divalent et vous obtenez une autre ferrite spinelle : la magnésioferrite avec le magnésium, la jacobsite avec le manganèse, la franklinite avec le zinc, la trévorite avec le nickel, le cuprospinelle avec le cuivre. Remplacez le fer ferrique et les séries mènent à la chromite avec le chrome et à l’hercynite avec l’aluminium. Remplacez l’oxygène par le soufre et la structure devient celle de la greigite, Fe3S4, elle aussi ferrimagnétique, que certaines bactéries magnétotactiques fabriquent à la place de la magnétite. La magnétite colore aussi le verre volcanique. Chi Ma et George Rossman, du Caltech, avec James Miller, ont montré en 2007 que les bandes colorées de l’obsidienne « de feu » de Glass Buttes, dans l’Oregon, sont des couches de 300 à 700 nanomètres d’épaisseur remplies de nanocristaux de magnétite, qui colorent le verre par interférences en couche mince. L’obsidienne arc-en-ciel, souvent confondue avec elle, doit ses couleurs à des nanobâtonnets d’hédenbergite, un pyroxène. Des films d’octaèdres de magnétite de 200 nanomètres donnent aussi à certaines surfaces de basalte un reflet irisé.
Comment la magnétite enregistre le champ magnétique terrestre
L’étude scientifique du magnétisme a commencé avec la magnétite. En 1600, William Gilbert, médecin londonien, a publié De Magnete, le compte rendu de plusieurs années d’expériences sur des pierres d’aimant. Son appareil essentiel était la terrella, une pierre d’aimant taillée en sphère. En promenant une petite aiguille de boussole à sa surface, Gilbert a constaté que l’aiguille pointait vers les pôles de la sphère et s’inclinait vers le bas d’un angle qui variait avec la latitude, exactement comme se comportent sur Terre les boussoles de marine et les aiguilles d’inclinaison. Il en a conclu que la planète elle-même est un grand aimant. Un portrait de Gilbert paru dans Physics World raconte qu’il faisait aussi flotter des pierres d’aimant sphériques sur l’eau, dans de petites barques en bois, et les regardait s’aligner, une expérience qui a nourri sa conviction que le magnétisme fait tourner la Terre.
Trois siècles plus tard, les géologues ont découvert que les roches conservent leur propre enregistrement de ce champ. Quand une lave se refroidit en passant sous la température de Curie de sa magnétite, chaque grain acquiert une aimantation parallèle au champ présent en ce lieu et à ce moment, et la suite du refroidissement la fige. L’ouvrage de vulgarisation de l’US Geological Survey, This Dynamic Earth, en retrace les conséquences. Bernard Brunhes, en France, a constaté en 1906 que certaines laves sont aimantées dans le sens opposé au champ actuel, et Motonari Matuyama, au Japon, a montré dans les années 1920 que ces roches à polarité inversée sont systématiquement plus anciennes que celles de polarité normale. Le champ, semblait-il, s’était inversé.
La preuve décisive est venue du fond des océans. Dès la fin du XVIIIe siècle, des marins islandais avaient remarqué que le basalte peut dévier une boussole. Dans les années 1950, des navires ont commencé à remorquer des magnétomètres, adaptés de détecteurs de sous-marins de la guerre, et ont cartographié de longues bandes de champ alternativement fort et faible, parallèles aux dorsales médio-océaniques. Drummond Matthews, de Cambridge, a levé une partie de la dorsale de Carlsberg, dans le nord-ouest de l’océan Indien, en 1962, et son doctorant Fred Vine a analysé les données. Dans Nature, le 7 septembre 1963, les deux hommes ont proposé que la croûte nouvelle qui se forme à une dorsale soit aimantée dans la direction du champ de l’époque, et que l’expansion l’entraîne latéralement tandis que le champ s’inverse à de nombreuses reprises. Lawrence Morley, du Geological Survey of Canada, était parvenu à la même idée de manière indépendante plus tôt la même année et avait vu son article refusé par deux revues ; l’hypothèse porte donc aujourd’hui les trois noms. Lorsqu’une équipe de l’USGS a daté sur les continents les inversions des quatre derniers millions d’années, la séquence a coïncidé avec la largeur des bandes de part et d’autre de la dorsale est-pacifique pour un taux d’expansion constant. Cet accord a convaincu la plupart des sceptiques restants que le plancher océanique s’étend, et le support d’enregistrement était la titanomagnétite des basaltes en coussins.
Les sédiments conservent un enregistrement parallèle. Les grains de magnétite détritique et les chaînes de magnétosomes de bactéries mortes s’alignent sur le champ en se déposant, puis se fixent à mesure que la vase se compacte. Le signal est beaucoup plus faible que celui du basalte, mais il est continu. L’essentiel de ce que l’on sait du comportement du champ entre deux inversions complètes provient de telles carottes. Sur terre, le même minéral accomplit un travail plus modeste. Les levés aéromagnétiques cartographient la géologie enfouie à partir de la teneur en magnétite des roches, et des districts de minerai de fer comme celui de Koursk, en Russie, ont d’abord été repérés sous forme d’anomalies magnétiques.
À quoi sert la magnétite ?
L’acier est de loin la principale utilisation. L’US Geological Survey estime que le monde a extrait en 2025 2,6 milliards de tonnes de minerai de fer utilisable, contenant 1,6 milliard de tonnes de fer. L’Australie arrive en tête avec 980 millions de tonnes, suivie du Brésil avec 420 millions. L’Inde et la Chine ont produit 310 millions et 290 millions de tonnes. Le Survey ne répartit pas cette production par minéral. Une grande partie du minerai australien et brésilien est de l’hématite suffisamment riche pour être expédiée telle qu’elle sort de la mine, alors que la taconite de la région américaine du lac Supérieur et de nombreux minerais du nord de la Chine sont des roches pauvres en magnétite qu’il faut d’abord concentrer. La magnétite suédoise est bien plus riche et n’est broyée et épurée magnétiquement que pour en retirer l’apatite, porteuse de phosphore.
C’est dans la concentration que la magnétite fait ses preuves. La taconite, qui contient de 25 à 35 % de fer, est concassée et broyée jusqu’à libérer les grains de magnétite, puis passée sur des tambours magnétiques qui extraient la magnétite de la pulpe. Le concentré est roulé avec un liant argileux en boulettes d’environ un centimètre de diamètre, puis cuit. L’USGS a noté, dans sa synthèse de 2025, que les boulettes de qualité réduction directe titrent 67 % de fer ou plus. Les mines américaines ont produit en 2025 environ 38 millions de tonnes de minerai utilisable, en baisse de 16 % par rapport aux 45,1 millions de tonnes de l’année précédente, et 98 % des expéditions sont allées à la sidérurgie. Les ressources mondiales en minerai de fer dépassent 900 milliards de tonnes et contiennent plus de 260 milliards de tonnes de fer ; l’approvisionnement est donc limité par le coût et l’énergie bien avant de l’être par la géologie.
La magnétite titanifère est aussi le principal minerai de vanadium au monde, un métal utilisé pour renforcer l’acier et, de plus en plus, dans les batteries à flux redox pour le stockage sur le réseau électrique. La synthèse de l’USGS par Kelley et ses collègues donne pour la teneur de ces gisements 0,2 à 1 % en masse de V2O5 et cite la Chine, la Russie et l’Afrique du Sud comme origine de la majeure partie du vanadium extrait en 2012. Une grande partie du vanadium est récupérée dans les laitiers après la fusion de la magnétite pour produire du fer.
La chimie utilise la magnétite comme matière première de catalyseurs. Le catalyseur à base de fer du procédé Haber–Bosch, qui fixe l’azote atmosphérique sous forme d’ammoniac pour les engrais, est fabriqué en fondant de la magnétite avec quelques pour cent d’oxydes promoteurs tels que l’alumine et la potasse, puis en réduisant la masse solidifiée dans l’hydrogène. L’oxygène s’en va, et le fer qui reste est criblé de pores, avec une très grande surface réactive. L’exposé de Max Appl dans l’Ullmann’s Encyclopedia of Industrial Chemistry décrit la même recette que BASF avait adoptée avant la Première Guerre mondiale. Des catalyseurs à base d’oxyde de fer et de magnétite servent aussi à la réaction de conversion du gaz à l’eau à haute température utilisée pour produire de l’hydrogène.
Plusieurs usages ne dépendent que de la densité. De la magnétite finement broyée, mise en suspension dans l’eau, donne une suspension dont la densité peut être réglée entre celle du charbon et celle du schiste argileux, de sorte que le charbon flotte et que les stériles coulent. La magnétite est ensuite récupérée à l’aide d’aimants et réutilisée. Le béton fabriqué avec des granulats de magnétite est environ une fois et demie aussi dense que le béton ordinaire et sert à la protection contre les rayonnements et au lestage. L’ensemble des usages hors acier a absorbé environ 2 % des produits de minerai de fer américains en 2025, selon l’USGS. La magnétite synthétique est le pigment noir vendu sous le nom de noir de Mars ou de noir d’oxyde de fer, et elle colore de nombreux toners.
La carrière de la magnétite dans l’enregistrement magnétique a été brève. La chronologie de Steven Schoenherr pour l’Audio Engineering Society indique que la bande Magnetophon de BASF a commencé par un revêtement de fer carbonyle, est passée à de la poudre noire de magnétite lorsque la production de masse a démarré, puis a de nouveau changé en 1939 pour de l’oxyde ferrique gamma, équivalent synthétique de la maghémite. Après la guerre, 3M a fait le même changement aux États-Unis, parce que les particules d’oxyde aciculaires conservaient mieux un signal que les cristaux cubiques de magnétite. Les usages technologiques actuels de la magnétite se situent à l’échelle du nanomètre. Les nanoparticules de magnétite enrobées sont l’ingrédient magnétique de la plupart des ferrofluides et de plusieurs agents de contraste pour l’imagerie par résonance magnétique. Le groupe de Vicki Colvin, à la Rice University, a montré dans Science, en 2006, que des cristaux de magnétite de 12 nanomètres fixent l’arsenic de l’eau et peuvent ensuite en être extraits avec un faible aimant tenu à la main, une approche encore en cours de développement pour un traitement de l’eau à faible coût.
Comment identifier la magnétite
Peu de minéraux sont aussi faciles à confirmer. Un petit aimant au bout d’une ficelle est attiré par la magnétite à un ou deux centimètres de distance et y reste fermement collé. Frottez l’échantillon sur de la porcelaine non émaillée : le trait est noir. La pièce paraît lourde pour sa taille et ne montre aucun clivage. Les faces cristallines éventuelles sont généralement les huit triangles d’un octaèdre. Une lame d’acier ne la raye qu’avec difficulté. La magnétite massive fait aussi dévier l’aiguille d’une boussole de terrain, ce qui prévient utilement que les relèvements pris sur l’affleurement ne sont pas fiables.
Quatre autres oxydes sombres et lourds sont à l’origine de la plupart des confusions :
- L’hématite donne un trait brun rougeâtre et réagit faiblement à un aimant, voire pas du tout.
- L’ilménite n’est que très faiblement attirée, et son trait peut être noir brunâtre.
- La chromite laisse un trait brun et est au mieux faiblement magnétique.
- La franklinite, le spinelle de zinc de Franklin et de Sterling Hill, dans le New Jersey, forme des octaèdres semblables, avec un trait brun rougeâtre et un faible magnétisme.
Au microscope pétrographique, la magnétite est opaque en lumière transmise et apparaît sous forme de carrés ou de triangles noirs, sections d’octaèdres. Il faut la lumière réfléchie pour la distinguer des autres grains opaques. La magnétite apparaît grise, avec une teinte brunâtre, et réfléchit environ un cinquième de la lumière. Comme elle est isotrope, elle reste uniformément sombre entre nicols croisés. Les lamelles d’ilménite qu’elle renferme paraissent brun rosé et changent de luminosité quand on tourne la platine. L’hématite qui la remplace le long des plans octaédriques est plus blanche et plus brillante. Une précaution s’impose à quiconque prélève des échantillons orientés pour des études paléomagnétiques : gardez l’aimant dans la poche, car un aimant puissant tenu à la main peut venir se superposer à la rémanence naturelle que le laboratoire espère mesurer.
Ce qui reste incertain à propos de la magnétite
L’origine du minerai de type Kiruna est la plus grande question ouverte sur le plan économique. Les données isotopiques de Troll et de ses collègues, le modèle de flottation de Knipping, les expériences de liquides immiscibles de Hou et les liquides carbonaté–sulfatés de Bain et Steele-MacInnis expliquent chacun une partie des observations, et ils conduisent à des stratégies d’exploration différentes. En juillet 2026, une équipe dirigée par Stefan Peters, avec Troll parmi les auteurs, a publié des données sur les isotopes triples de l’oxygène indiquant que la magnétite de Kiruna elle-même porte de l’oxygène hérité de sulfate évaporitique, ce qui rapproche le gisement type du camp de l’assimilation. Si l’assimilation d’évaporite est essentielle, comme le soutient le groupe de l’Alberta, les prospecteurs devraient chercher là où des intrusions recoupent des bassins sédimentaires contenant du sel. Si ce sont des liquides immiscibles riches en fer qui sont déterminants, l’état d’oxydation et la teneur en eau du magma parent comptent davantage.
La plus ancienne magnétite qui ait une histoire à raconter se trouve peut-être à l’intérieur de cristaux de zircon des Jack Hills, en Australie-Occidentale. John Tarduno, de la University of Rochester, et ses collègues ont rapporté dans Science, en 2015, que des inclusions de magnétite dans des zircons vieux de 4,2 milliards d’années portent une rémanence acquise lors de la formation des zircons, ce qui signifierait que la Terre avait déjà un champ magnétique, et la protection qu’il procure à l’atmosphère, à l’Hadéen. D’autres ont contesté chacune de ces étapes. La microscopie électronique en transmission a ensuite montré que toute la magnétite qu’ils avaient pu trouver dans les zircons des Jack Hills était secondaire, formée dans des zones endommagées par irradiation et le long de dislocations, bien après la cristallisation. Cauê Borlina, travaillant avec Benjamin Weiss au MIT, a conclu en 2020 que la plupart des grains sont de mauvais enregistreurs magnétiques et que l’existence d’une dynamo avant 3,5 milliards d’années reste inconnue. En 2023, Richard Taylor et ses collègues ont daté le fer lui-même : la tomographie par sonde atomique a révélé des nano-amas contenant du plomb et appartenant à deux âges, 3,4 milliards d’années et moins de 2 milliards d’années, et le fer n’est apparu que dans le groupe le plus jeune, dans environ la moitié de ses amas. Le champ a très bien pu exister à l’Hadéen, mais la magnétite de ces zircons ne peut pas encore montrer qu’il existait.
La météorite d’Allan Hills pose un problème d’origine comparable, à plus petite échelle. David Barber et Edward Scott ont montré par microscopie électronique, en 2002, qu’une grande partie de sa magnétite s’était formée à l’état solide là où un carbonate ferrifère s’était décomposé, très probablement lors d’un échauffement dû à l’impact, et qu’elle n’a pas besoin de la biologie pour s’expliquer. Kathie Thomas-Keprta et ses collègues du Johnson Space Center ont répondu en 2009 qu’environ un quart des cristaux sont trop purs et de forme trop régulière pour s’être formés ainsi. Aucun test n’a tranché pour dire quelle lecture est la bonne, et l’effet durable de cet épisode a été un ensemble de critères beaucoup plus stricts pour qualifier un cristal de magnétite de fossile.
Plus près de nous, il y a de la magnétite dans la tête humaine, et son origine est discutée. Joseph Kirschvink et ses collègues du Caltech ont rapporté en 1992 que le tissu cérébral humain contient au moins 5 millions de cristaux de magnétite monodomaines par gramme, et plus de 100 millions par gramme dans les membranes entourant le cerveau, et ils ont considéré que ces cristaux étaient fabriqués par l’organisme. En 2016, Barbara Maher, de la Lancaster University, et ses coauteurs ont examiné des tissus cérébraux de 37 personnes ayant vécu à Mexico ou à Manchester. Ils ont trouvé d’abondantes nanoparticules de magnétite arrondies, dont les formes correspondent à celles de particules produites par la combustion et le freinage et diffèrent des cristaux biogéniques anguleux. De telles particules sont assez petites pour atteindre le cerveau par le nerf olfactif. Leur contribution aux maladies neurodégénératives n’est pas prouvée, et la question de savoir si les cristaux biogéniques ont un quelconque rôle, y compris le sens magnétique que Kirschvink a recherché chez des volontaires, reste tout aussi ouverte.
Deux énigmes plus anciennes restent elles aussi d’actualité. Quatre-vingt-sept ans après sa découverte, les physiciens cherchent encore à comprendre comment l’instabilité électronique et la mise en ordre des charges à la transition de Verwey s’entraînent mutuellement, et l’analyse de 2025 de Carpenter et de ses collègues en est la dernière tentative. Les sédimentologues n’ont pas encore décidé quelle part de la magnétite des formations de fer rubanées est un précipité primaire et quelle part s’est développée pendant l’enfouissement, ce qui détermine si ces roches peuvent être lues comme des archives de l’eau de mer précambrienne. Pour un minéral dont la formule compte sept atomes, la magnétite occupe un nombre inhabituel de laboratoires.
Sources
| Source | Lien |
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