II. — TRIDYMITE

D'après les dernières recherches de M. Von Lasaulx, la tridymite paraît Propriétés appartenir au système triclinique; elle présenterait des formes voisines de "istaiiographiques. celles d'un prisme droit à base rhombe, avec un angle de 120°. Ses arrangements constituent des formes pseudo-hexagonales, et, en effet, lorsque les lamelles aplaties de tridymite sont assez épaisses, on y voit à la lumière parallèle, entre les niçois croisés, des macles ou plutôt des assemblages cristallins, tels que les différentes orientations, dans lesquelles se produisent les extinctions, rappellent les arrangements de l'aragonite.

Dans la tridymite, le plus petit axe d'élasticité y est à peu près perpen- Propriétés optiques. diculaire à la base hexagonale; les deux autres a et p sont contenus dans cette base ; a coïncide à peu près avec la plus grande diagonale de la base rhombique.

La tridymite est positive : y sert de bissectrice aux axes optiques qui

paraissent faire entre eux un angle apparent assez grand. D'après M. Von Lasaulx :

2E = 65'' à 70"; indice p = 1,4285.

Extinctions dans Pratiquement, dans les plaques minces de roches éruptives, les

les zones principales, lamelles hcxagouales dc tridymite sont en général trop minces pour laisser apercevoir ces phénomènes optiques anomaux ; elles restent constamment éteintes entre les niçois croisés et sont invisibles sur leur tranche.

Tl n'y a d'exception à cette règle empirique que pour quelques gisements très rares, tels que la tridymite du Mexique, celle du Puy-du-Capucin, de Palœa Kaméni, à Santorin, dans lesquels les lamelles de ce minéral intéressant acquièrent une certaine épaisseur. Macies. L'étudc de ces derniers cristaux a permis de reconnaître les faces

d'assemblage habituelles des macies dans la tridymite : les plus fréquentes se font suivant les faces du prisme (m) et constituent pour l'axe vertical à peu près commun aux diverses plages une symétrie presque ternaire.

D'autres macies ont pour face d'assemblage une des faces de la protopyramide (6^ d'après vom Rath), et les bases des deux cristaux font entre elles un angle de 35° 18'. Cette dernière macle paraît fréquente dans la tridymite préparée artificiellement, par fusion de la silice dans le sel de phosphore.

structure. La tridymite est généralement limpide, incolore, entièrement dépour-

vue de relief. Elle se présente habituellement dans le champ du microscope en petits hexagones aplatis, imbriqués les uns sur les autres d'une façon caractéristique ; il faut se servir d'un grossissement d'au moins PI. XXVIII, fig. 1. 250 diamètres pour saisir en général les détails de cette structure, et il convient de s'éclairer obliquement. Parfois dans un même cristal, on aperçoit de fines lignes parallèles aux côtés, ressemblant à des clivages, mais présentant un certain relief; ce n'est pas là l'imbrication habituelle, mais plutôt la superposition de lamelles maclées entre elles.

En très petits cristaux, la tridymite présente souvent des formes arrondies; en grands cristaux, elle est rigoureusement hexagonale.

TRIDYMITE.

En pratique, il existe tous les passages entre les globules d'opale hyalitique et la tridymite ; théoriquement on sait que l'opale est colloïde, tandis que la tridymite est cristallisée. L'association de l'opale à la tridymite est un fait, pour ainsi dire, constant ; nous avons décrit plus haut la compo-

Associations.

Fig. 40.

Cristaux maclés de tridymite

dans une lave basaltique altérée

de Saint-Paul (Vélain, l. c, 323).

Gross., 250 diam.

Fig. 41.

Tridymite dans un trachyte

d'Aden (Vélain, l c, 27).

Gross., 120 diam.

sition des traînées siliceuses que présentent la plupart des roches éruptives tertiaires et modernes : à l'extérieur, opale gélatinoïde ; puis bande d'opale hyalitique; au centre, tridymite et parfois calcédoine.

La tridymite se présente aussi en petites lamelles plaquées à la surface pi. xlvii, lig. 2. des grands cristaux de feldspath ; elles sont souvent alors hexagonales et isolées.

C'est exclusivement dans les roches tertiaires et modernes que se

développe la tridymite, qui y est très fréquente ; on ne la connaît pas dans

les roches anciennes ; les quelques exemples cités dans les mélaphyres

permiens sont rares et douteux. Elle paraît souvent due à des vapeurs

altérantes, encore contemporaines des derniers mouvements d'épanche-

ment de la roche. Parfois, au milieu des microlithes d'une andésite ou

d'un trachyte, le tissu même de la roche, primitivement amorphe, est pi. xxii, fig. 1.

entièrement transformé en tridymite. Il y a eu alors entraînement des alcalis, et les oxydes de fer, restés à l'état de poussière ténue, altèrent la transparence de l'ensemble qui prend un reflet opalin sous la lumière réfléchie.

Cette dissociation, pour ainsi dire immédiate et parfois primordiale, s'accuse encore mieux dans les traînées d'opale, de tridymite et de calcédoine, allongées dans le sens général de la fluidalité, dont nous avons parlé plus haut; elles sont alors à comparer aux traînées de sphérolithes et surtout de quartz globulaire que présentent certains porphyres anciens.

La tridymite est parfois aussi le résultat d'actions secondaires médiates ; elle remplit alors des druses ou des vacuoles, ou encore des espaces creusés par épigénie dans des cristaux préexistants.

11 est remarquable que la tridymite ait la densité du quartz fondu. Elle manque dans les roches les plus basiques et dans toutes les roches anciennes, dans lesquelles il semble que la silice ait subi une élaboration plus complète. On la trouve, quoique rarement, dans les roches à anorthite et olivine de Santorin.

Caractères chimiques. Le quartz cristallisé cst de lacide silicique pur, ne contenant que quelques traces d'eau saline, d'acide carbonique, d'hydrocarbures, dues aux inclusions nombreuses qu'il contient.

Il est à remarquer qu'il peut exister une silice anhydre amorphe ou colloïde ; on sait qu'on peut priver l'opale de son eau de composition, sans qu'on cesse d'apercevoir les phénomènes optiques qui la caractérisent. Ainsi l'opale hyalitique chauffée garde sa croix noire. Il est probable qu'il existe tous les passages entre la silice gélatineuse surchargée d'eau, et une silice colloïde amorphe constituant la base de la matière pétrosiliceuse des porphyres quartzifères.

Le quartz est rhomboédrique avec les formes habituelles au système hexagonal. Quand il présente des faces cristallines dans les roches éruptives, ce sont en général des associations du prisme hexagonal e% avec la double pyramide également hexagonale p, e\ La section perpendiculaire aux arêtes du prisme est donc un hexagone régulier. Dans les sections parallèles à ces arêtes, on a les valeurs suivantes des angles du profil :

Propriétés cristallographiques.

o>=pe^ =76" 26', 2 = e' e'==ïlii°ir.

Le quartz est une substance positive ; le plus petit axe d'élasticité correspond donc à Taxe optique unique.

Fig. 42.

Lorsqu'on fait traverser à une lame de quartz d'une épaisseur notable, taillée per- propriétés optiques, pendiculairement à son axe optique, un rayon polarisé rectilignement, ce rayon ressort encore polarisé rectilignement ; mais le plan de polarisation a tourné d'un certain angle à droite ou à gauche. Cette propriété n'a pas jusqu'à présent d'applications immédiates pour l'étude des lames minces, leur petite épaisseur rendant le phénomène insensible ; mais elle est susceptible d'une interprétation théorique importante, car on peut trouver mathématiquement les lois de la polarisation rotatoire, en supposant qu'on a affaire à un empilement de lames minces de la même substance, taillées perpendiculairement à un axe d'élasticité commun, autour duquel on suppose que chacune d'elles tourne d'un angle égal, de telle façon que la dernière se retrouve dans la même position que la première.

Dans une pareille hypothèse, M. Mallard a démontré mathématiquement que, bien que chacune des lames constituantes puisse avoir trois axes d'élasticité inégaux, l'ensemble se comporte comme doué d'un ellipsoïde d'élasticité, de révolution autour de l'axe d'élasticité commun à toutes les lames. De plus, un rayon polarisé rectilignement, traversant suivant une épaisseur notable l'empilement dans la direction de l'axe commun, subit une rotation de son plan de polarisation, à droite si l'empilement s'est fait de droite à gauche, et réciproquement. La rotation est rigoureusement proportionnelle à l'épaisseur traversée, et à peu près inversement proportionnelle au carré de la longueur d'onde du rayon considéré.

Ces lois, déduites de l'hypothèse précédemment énoncée, sont pratiquement vérifiées pour le quartz ; ce minéral se comporte donc optiquement comme s'il était composé d'une série de réseaux cristallins élémentaires, empilés suivant la loi précédente. Il y a

donc lieu de chercher si les formes hexagonales ne sont pas ici une simple apparence, et si la forme primitive ne se rapproche pas de celle de la tridymite.

L'exemple des groupements de la calcédoine vient à l'appui de ce point de vue, et l'étude microscopique des plaques minces contribuera à résoudre le problème.

Extinctions dans les zones principales.

Macles.

Couleurs de polarisation.

Relief, coloration.

Structure,

Les directions dans lesquelles s'éteignent les sections des cristaux de quartz sont celles qui caractérisent le système hexagonal ; elles donnent dans chaque cas la projection de l'axe optique unique sur le plan de la plaque mince ; les sections hexagonales sont constamment éteintes. On sait que le quartz ne présente pas de clivage facile.

Fréquentes dans les cristaux de filons et de druses (faces de composition e% p^ etc.), les macles sont extrêmement rares dans les grands cristaux de quartz présentés par les roches éruptives ; cependant les stries dues à la pénétration de plusieurs individus parallèles sont quelquefois visibles sur les faces e* de quelques grands cristaux bipyramidés dans les rhyolithes tertiaires ; elles donnent alors au quartz une apparence vague de feldspath triclinique, à la lumière naturelle.

Les quartz de consolidation récente sont souvent en granules accolés, d'orientations différentes; mais la séparation des plages voisines se fait suivant des lignes sinueuses, et l'ensemble se rapporte moins à des macles qu'à des pénétrations irrégulières dont les lois sont encore mal connues.

Les couleurs de polarisation sont très vives et limpides dans les plaques trop épaisses ; dans celles qui ont une épaisseur convenable, le quartz se teinte de blanc ou de gris bleuâtre, dans des tons un peu plus vifs que ceux qui sont ordinaires aux feldspaths adulaires.

Le relief est faible, souvent même nul, suivant le milieu ambiant. Le quartz est généralement incolore et limpide, traversé seulement par les fines traînées sinueuses d'inclusion, si caractéristiques de ce minéral, au microscope.

Quelques quartz améthistes et enfumés sont légèrement dichroïques.

Le quartz se présente dans les roches sous trois formes distinctes : en grands cristaux de première consolidation; en quartz de seconde consolidation^ qui

a cristallisé sur place dans le magma de la roche, après son épanchement ; enfin en quartz développé par actions secondaires.

On rencontre principalement les cristaux de première consolidation i" Grands cristaux dans les rhyolithes, les dacites et les porphyres quartzifères, et dans les coLStio'T. micro-granulites et granulites récentes ou anciennes; ils ne manquent pas absolument dans les granités, mais ils y sont rares.

Fig. 43.

Grand cristal de quartz de première consolidation, usé et corrodé dans une rhyolithe d'Aden (Véiain, /. c, p. 18). Gross. : 120 diamètres.

Ils se composent de grains bipyramidés, dans lesquels les faces du prisme sont très raccourcies, parfois presqu'absentes ; les angles sont généralement arrondis et mousses; les macles se montrent très rares, et toujours par pénétrations d'individus parallèles (stries sur les faces e^ du prisme). Ces diverses particularités impriment aux grands cristaux de quartz des roches éruptives un cachet globuleux, rétracté, tout spécial, bien différent de celui qu affectent les quartz de druses, de filons ou de dévelop-

pement métamorphique ; il suffit de rappeler ici, comme terme de comparaison, les longues aiguilles de quartz noirâtre bipyramidé, développées dans les dolomies au voisinage des ophites.

Les quartz bipyramidés globuleux sont souvent cassés, usés mécaniquement, rongés par des actions chimiques postérieures à leur consolidation. Le magma encaissant y pénètre en pédoncules renflés, arrondis, et y prend alors un cachet euri tique et calcédonieux spécial.

2» Quartz de seconde Au quartz de sccondo consoUdation appartient la majeure partie de

consolidation. i • i •. . i i-.

celui des granités et des granulites.

A) Quartz granitique. — Dans les granités, il est sans forme extérieure PI. V, fig. i et 2. apparente, et moule indifféremment tous les autres éléments de la roche. Il se présente généralement en plages juxtaposées par pénétrations irrégulières, d'orientations différentes ; chaque plage, vue à un grossissement de 80 diamètres, paraît avoir de grandes dimensions et remplit plusieurs fois le champ du microscope; mais il se présente aussi dans les granités des filonnets quartzeux pénétrant entre les autres éléments minéralogiques ; quand ces derniers filonnets se rétrécissent, ils montrent entre les niçois croisés comme une sorte de mosaïque, et cette apparence est due à ce que chaque grain, d'orientation définie, devient de plus en plus petit. PI. VII, fig. 2. B) Quartz granulitique. — Dans les granulites, le quartz récent se

rétracte, pour ainsi dire, et engendre des sortes de globules grossièrement arrondis, susceptibles de passer parfois à une forme bipyramidée raccourcie, dans laquelle les faces du prisme sont aussi peu développées que dans les quartz de consolidation ancienne. Ici le quartz n'est plus l'élément le plus récent du magma, et le mica blanc des granulites a en partie cristallisé postérieurement au quartz lui-même.

Un grand nombre de micro-granulites présentent leur quartz récent sous la forme granulitique simplement arrondie ; seulement les dimensions de chaque granule, généralement très uniformes dans une même roche, sont susceptibles de grandes variations dans la série ; plusieurs eurites ne

PI. VIII, fig. 1.

PI. X, fig. 1.

sont que de fines micro-granulites. Il est fréquent de voir les granules, simplement arrondis, passer à des formes bipyramidées parfaitement régulières. Ici le quartz est le dernier élément primordial qui se soit consolidé ; il moule les petits microlithes peu allongés de feldspath, auxquels il est généralement associé.

Les rhyolithes, les dacites et les porphyres quartzifères, dont une partie du magma est amorphe, montrent çà et là des mosaïques de petits cristaux arrondis, pressés les uns contre les autres, fort analogues au quartz granulitique, et dont on peut en faire une annexe sous le nom de quartz grenu. Tandis que le quartz granulitique est primordial, il y a des cas où le quartz grenu est à rapporter à des actions secondaires immédiates, notamment lorsqu'il remplit des fissures perli tiques encore mal effacées ; on le trouve aussi fréquemment développé dans les intervalles des sphérolithes. Sous cette forme grenue, le quartz passe par degrés insensibles à certaines variétés de calcédoine plus franchement secondaires, qui remplissent souvent de petits filonnets et des fentes de retrait traversant le magma et les sphérolithes.

Sections parallèles à la base.

vj "^J M

Sections parallèles au grand axe.

Fig. 44.

Section droite.

Section oblique.

Fig. 45.

G) Quartz pegmatoïde. — Cette variété se rencontre également dans les jranulites et les micro-granulites. Le quartz présente alors des contours

cristallins nettement limités, en association intime avec un feldspath, l'orthose ou plus rarement l'oligoclase. Nous le caractériserons en disant qu'il affecte les formes connues dans la pegmatite graphique, dans laquelle il ressemble aux caractères hébraïques ou cunéiformes.

Chose remarquable, les cristaux de quartz sont ici allongés suivant les arêtes du prisme, et se rapprochent par ce caractère des quartz drusiques; or, la pegmatite graphique et la micro-pegmatite se montrent parfois comme parties intégrantes de véritables filons concrétionnés (filons stannifères), bien qu'elles ne soient le plus souvent que de simples accidents dans les granulites et dans les micro-granulites. Les faces e* du quartz pegmatoïde sont donc très développées ; ses cristaux présentent souvent la forme de trémies creuses ou de squelettes, avec développement irrégulier PI. IX, fig. 1 et 2. des différentes faces et hémiédrie fréquente, circonstances qui amènent à

PI. X fie. 2

PI. XI, fig. 1. 1^ production des formes représentées ci-contre (fig. lik et i5), et notamment des sections triangulaires en forme de coins, équilatérales quand elles se font perpendiculairement aux arêtes du prisme, en triangles de plus en plus aigus, quand elles sont de plus en plus obliques.

Le fait dominant et caractéristique est que, dans une même plage feldspathique, les cristaux de quartz sont parallèles entre eux et s'éteignent simultanément entre les niçois croisés. Le fond feldspathique possède en général une direction différente pour ses axes d'élasticité, et son extinction se fait dans un autre azimut ; parfois, lorsque la section est perpendiculaire à un des axes optiques du feldspath, le fond reste constamment obscur, et les petits coins de quartz se détachent en blanc sur un fond noir ; dans les granulites récentes, lorsque ce cas se présente, on peut se demander si le feldspath n'a pas été épigénisé en opale.

D'autres fois, dans les mêmes roches, les coins de quartz deviennent jointifs, et toute la plage de micro-pegmatite se décompose en deux systèmes de triangles, s'éteignant en une double série ; lorsque le feldspath est limpide, on peut alors se demander quelle est la série des triangles quartzeux. Mais, en général, ce doute n'existe pas; car le feldspath condense ordinairement les impuretés et notamment les oxydes ferrugineux.

Quand une même roche présente de la micro-pegmatite et de la microgranulite, cette dernière moule la micro-pegmatite et lui est de consolida- pi. xi, fig. 2. tion postérieure. Il semble que, lors de la prise en masse, les étoilements de micro-pegmatite se soient les premiers propagés. Ils choisissent volontiers, comme points d'appui, les grands cristaux en débris déjà consolidés, notamment ceux de quartz ; et alors ils forment autour d'eux des sortes de productions globuleuses dont le quartz récent s'éteint en même temps que le débris de quartz ancien central; tous les petits coins, les palmes, les plumes du quartz des étoilements de micro-pegmatite sont alors orientés cristallographiquement dans une même direction, ou du moins ont leur axe optique unique commun ; ils ont, à proprement parler, servi de nourriture au cristal ancien qui constitue le centre de cette sorte de sphérolithe.

D) Quartz de corrosion. — Le quartz de seconde consolidation injecte fréquemment les minéraux plus anciens : ainsi dans le granité et dans la granulite, les feldspaths de première consolidation sont souvent pénétrés par des injections siliceuses qui affectent des formes hiéroglyphiques à contours courbes ou des apparences vermiculaires. Ces figures rappellent grossièrement celles des pegmatites graphiques; mais on voit immédiatement que le quartz ne s'est pas consolidé simultanément avec le minéral qu'il a corrodé; les formes sont arrondies et relativement irrégulières; parfois elles s'englobent les unes les autres, comme si la corrosion s'était produite en plusieurs temps.

L'orientation cristallographique du remplissage de quartz est souvent unique dans toute l'étendue du cristal corrodé. Quand il y a englobement successif, les extinctions des parties concentriques ne sont pas simultanées. Un bel exemple de ces diverses apparences est fourni par les filons de granulite à leur contact avec les gneiss amphiboliques de Volclaire, près Molompise (Cantal).

Il est à remarquer que le feldspath, qui présente cette variété de quartz, est souvent très intact, en dehors des parties corrodées et mamelonnées (granité de Vire, etc.).

E) Quartz globulaire. — Cette variété de quartz s'observe particulière-

194 MINÉRALOGIE MIGROGRAPHIQUE.

PI. XII, fig. 1. ment dans une série de roches acides, formant le passage entre les porphyres quartzifères et les micro-granulites; on y constate l'existence, autour des débris de quartz ancien, de sphérolithes pétrosiliceux à structure radiée, parfois aussi à zones concentriques ; ils sont composés de houppes nuageuses, salies par des matières ferrugineuses, et englobent souvent des microlithes d'orthose à section rectangulaire, perpendiculaire à l'arête pg^.

Les propriétés optiques remarquables de ces sphérolithes permettent d'en approfondir la nature minéralogique : de même que les étoilements de micro-pegmatite précédemment étudiés, ils s'éteignent entre les niçois croisés en même temps que le débris de quartz central. Ils sont donc pour ainsi dire imprégnés de quartz entièrement cristallisé dans une direction cristallographique unique, et ont servi de nourriture au quartz de première consolidation.

La coïncidence de cette orientation unique avec leur structure radiée et globulaire indique une première combinaison entre l'état colloïde et l'état cristallisé de la silice. Seulement, en définitive, la force de cristallisation a pris le dessus sur l'état primitivement colloïde et concrétionné de ces productions globulaires.

On voit que ce sont les propriétés optiques du quartz qui dominent dans ces sphérolithes ; au point de vue chimique, le minéral y est mélangé à un magma de composition feldspathoïde.

On trouve des sphérolithes de cette nature, dépourvus de débris central de quartz, et s' éteignant en une fois ou suivant un nombre restreint de segments. On en trouve aussi d'entièrement limpides qui ne méritent plus le nom de pétrosiliceux, et qui sont exclusivement composés de silice (porphyre euritique des Settons, près de Montsauche, Morvan). C'est à ces derniers que nous attribuons plus spécialement le nom de quartz globulaire. PI. xin, fig. 1. Tantôt ces globules s'éteignent tout entiers à la fois; tantôt ils sont

composés de plusieurs anneaux concentriques dont chacun s'éteint tout entier à la fois, mais qui ne sont plus tous orientés dans la même direction.

Là encore, et sans spécifier si ces globules se sont consolidés tels quels, ou s'il faut attribuer leurs propriétés optiques et leur orientation

cristallographique à des modifications secondaires immédiates, on peut affirmer qu'il y a eu lutte entre l'état colloïde et les forces de cristallisation, et que ces dernières l'ont emporté.

Il existe tous les passages entre le quartz globulaire et le quartz granulitique.

F) Quartz calcédonieux. — Cette variété s'observe principalement dans les porphyres pétrosiliceux, dans les rhyolithes et les dacites. On y trouve de nombreux sphérolithes, à structure radiée et concentrique, qui donnent entre les niçois croisés une croix noire située dans les plans principaux des niçois, et qui se comportent comme si chaque fibre avait un axe optique unique parallèle à sa longueur.

Tantôt le phénomène optique est très faible, à peine estompé (roches

tertiaires, perlites) , et l'on a tous les passages entre ces sphérolithes et

ceux que donne l'opale hyalitique. Tantôt, au contraire, on passe à des pi. xiii, «g. 3.

PI. xrv fig. \.

sphérolithes de véritable calcédoine (pyromérides permiennes), tels qu'en pj xv, «g. i et 2.

présentent les agates arborisées ; les couleurs de polarisation sont alors ^*- ^^^' ^^' *•

vives et tranchées, et le sphérolithe paraît exclusivement composé d'aiguilles

de quartz entièrement cristallisées, groupées radialement autour d'un

centre commun et allongées chacune suivant l'axe optique unique de la

substance.

Dans le cas le plus général, il y a de grandes probabilités pour qu'on ait affaire à un mélange de quartz cristallisé, de silice amorphe colloïde et d'un magma de composition feldspathoïde. La force de cristallisation n'a pas été assez intense pour orienter dans une direction unique les petits cristaux élémentaires et submicroscopiques de quartz; ils ont été vraisemblablement entraînés tangentiellement et radialement dans les zones de concrétion successives.

La radiation générale de ces sphérolithes vers un centre unique ne suffit pas en effet pour permettre de supposer qu'on a toujours affaire à des aiguilles cristallisées radialement ; car on se rappelle que l'opale sphérolithique, entièrement amorphe, présente la même radiation, probablement due à une simple phénomène de retrait.

3° Quartz secondaire. Le quartz sccondairc se présente à peu près dans toutes les roches en

nids, en filonnets, en épigénies. Il affecte trois des formes précédemment étudiées et peut être granulitique ou mieux grenu^ globulaire^ calcédonieux.

i° Quartz secondaire grenu. — Cette variété provient en général d'actions secondaires immédiates; on le trouve principalement développé dans le magma amorphe des porphyres pétrosiliceux, des rhyolithes et des dacites. Sa distinction avec le quartz des micro-granulites peut être basée sur les PI. XV, %. 2. différences suivantes : le quartz granulitique s'éteint nettement entre les niçois croisés; le quartz grenu présente souvent les extinctions moirées de la calcédoine. Le premier s'accole beaucoup plus souvent à des microlithes feldspathiques ; on ne le trouve jamais en contact avec une pâte amorphe ; de plus, il est primordial et moule de la micro-pegmatite, tandis que le quartz grenu est dû à des actions secondaires immédiates et moule fréquemment des sphérolithes à croix noire ; son développement secondaire est attesté par ce fait qu'il remplit des fissures perlitiques encore bien visibles.

C'est de la confusion entre ces deux espèces de quartz que sont nées les longues discussions sur la pâte des porphyres et sur la séparation des porphyres granitoïdes et des porphyres pétrosiliceux.

2° Quartz secondaire globulaire. — Il se présente sous cette forme en druses ou épigénisant le feldspath, dans les porphyres noirs (porphyrites à pyroxène carbonifères des environs de Bar-le-Régulier, Morvan), dans certaines andésites poslpliocènes d'Auvergne, dans les roches acides du massif ancien de Saint-Paul, dans les andésites à amphibole de Santorin.

3° Quartz secondaire calcédonieux. — La calcédoine secondaire constitue surtout le remplissage des filonnets et des vacuoles d'un grand nombre de roches, notamment des porphyres, des porphyrites et des mélaphyres permiens. On connaît la célébrité des agates d'Obersteinqui rentrent précisément dans cette catégorie. Sous cette forme, le quartz secondaire a, comme l'opale, une tendance à épigéniser un grand nombre de minéraux; il paraît y procéder par voie d'imbibition.

[i° Quartz des filons métallifères. — Les filons métallifères présentent des

variétés intéressantes de quartz secondaire concrétionné. Dès l'époque des filons d'étain, contemporains de la granulite, les plages de quartz gras, qui sont alors de grande dimension, se montrent, entre les niçois croisés, composées de macles multiples avec pénétrations irrégulières. Seulement, en général, les extinctions des diverses lamelles qui se pénètrent se font très près les unes des autres, dans un angle dont la variation totale, pour une plage donnée, ne dépasse pas quelques degrés.

Le quartz laiteux de la venue sulfurée permienne de Freyberg (Kiesigeformation), en relation avec les porphyres pétrosiliceux, présente déjà des plages de beaucoup plus petite dimension et des macles multiples rappelant celles de la calcédoine.

Enfin le quartz corné ou saccharoïde des filons de l'âge des arkoses triasiques et jurassiques présente ces différents caractères exagérés et se montre souvent chargé de véritables sphérolithes à croix noire.

Les filons tertiaires présentent des gradations analogues.

Le caractère lamelleux et la multiplicité des macles par pénétration du quartz des filons concrétionnés lui communiquent un cachet spécial.

Le quartz est un des minéraux les plus répandus dans la nature. Sous Associations. forme de cristaux de première consolidation, il ne se présente guère que dans les roches porphyriques et principalement dans les granulites, les microgranulites carbonifères et les porphyres pétrosiliceux permiens, ainsi que dans les roches tertiaires équivalentes, micro-granulites, rhyolithes et dacites.

Sous forme de quartz de seconde consolidation, il a été signalé à peu près dans toutes les roches, sauf les plus basiques. Les nombreuses structures, dues à ce qu'il peut affecter isolément ou simultanément les deux états colloïde et cristallitique, paraissent caractéristiques de l'âge des roches dans lesquelles il se développe. Ainsi on peut y distinguer :

Une structure granitique correspondant aux granités ;

Une structure granulitique et pegmatoïde, correspondant aux granulites;

Une structure micro-granulitique et micro-pegmatoïde, correspondant aux micro-granulites carbonifères;

Une structure globulaire, correspondant aux porphyres à quartz globulaire du sommet du carbonifère;

Une structure calcédonieuse, correspondant aux porphyres pétrosiliceux et aux rétinites du houiller supérieur et du permien.

Ces diverses structures se reproduisent dans la série tertiaire suivant le même ordre, des granulites aux rhyolithes et dacites, mais sur une échelle moindre comme abondance, et avec passage à des séries plus basiques dont les roches acides ne paraissent être qu'un terme extrême. Ainsi les granulites récentes passent aux dolérites et aux euphotides ; les rhyolithes et les dacites à certaines séries d'andésites d'âge pliocène.

Mais, outre l'extrême abondance des roches acides, surtout dans la série ancienne, le microscope a indiqué la présence du quartz de seconde consolidation dans un grand nombre de roches, regardées jusqu'à présent comme dénuées de cet élément minéralogique. Telles sont les diorites, où il est granulitique ; les kersantites, où il se montre micro-granulitique, micropegmatoïde, et qui se rattachent ainsi intimement à la série des microgranulites; certaines porphyrites à pyroxène (labrador-porphyres des environs d'Elbingerode, Harz) qui se rattachent de même à la même série. Telles sont encore les ophites tertiaires pyrénéennes (euphotides) à oligoclase où le quartz est granulitique, et les euphotides granitoïdes rejetées à la base des volcans, qui passent à la série des micro-pegmatites récentes (Santorin, Açores, Cantal).

Inclusions. Le quartz se montre au microscope généralement limpide, tandis que

le feldspath concentre les impuretés du magma, primitivement homogène. Les inclusions propres au quartz sont surtout des inclusions liquides à bulles mobiles dans les roches granitoïdes anciennes, des inclusions vitreuses à bulles fixes dans les porphyres pétrosiliceux et dans les roches tertiaires. Dans les granités anciens, les inclusions présentent rarement des contours polyédriques. On trouve un mélange d'inclusions vitreuses et liquides dans les micro-granulites carbonifères et tertiaires.

Les inclusions à liquides contiennent surtout de l'eau, parfois de l'acide carbonique liquide, de petits cristaux cubiques de chlorure de sodium, de petites lentilles polarisantes de gypse et d'anhydrite. Ces inclusions sont pi- iv, fig. 3. alignées en traînées sinueuses; on les a considérées comme faisant partie de fissures rebouchées après coup; mais c'est là une pure hypothèse.

Le quartz contient fréquemment aussi des cavités à gaz.

On y voit parfois des microlithes incolores, allongés, monocliniques ou tricliniques qu'on rapporte au rutile, si fréquemment associé en cristaux macroscopiques au quartz.

Certains quartz de granité contiennent en abondance des microlithes arrondis, incolores, rappelant les formes globulitiques et alignés en rangées dans lesquelles leurs dimensions décroissent régulièrement (granité à amphibole de Sand-Creek, South-Park-Creek, près de Canon-Ci ty, Colorado).

Le quartz peut être confondu, au microscope, avec certains minéraux : Diagnostic.

i" Quartz granulitique. — Wernérile grenue de certaines amphibolites (voir au chapitre de la Wernérite).

2° Quartz granulitique. — Feldspath adulaire non hémitrope, sans contours extérieurs, sans clivages (gneiss, amphibolites, norites, granulites, dolérites et euphotides tertiaires). Le feldspath ne contient pas d'inclusions à bulles liquides; mais il convient de remarquer que, dans les roches tertiaires, il contient souvent autant d'inclusions vitreuses que le quartz. Dans ce cas, les inclusions du feldspath sont souvent parallélipipédiques. Les grains de feldspath ont des formes plus anguleuses que le quartz; ils ne présentent pas les macles par pénétration, communes dans le quartz granulitique.

3° Quartz calcédonieuœ et grenu. — Néphéline. Nous avons récemment produit par fusion et recuit à haute température une néphéline légèrement siliceuse (1:3:4^), qui présente, entre les niçois croisés, toutes les apparences de la calcédoine, bien qu'elle fasse facilement gelée avec les acides. Cette variété de néphéline est à la néphéline hexagonale typique ce que la calcédoine est au quartz également hexagonal.

Comme une pareille variété de néphéline peut avoir été la cause

200 MINÉRALOGIE MIGROGRAPHIQUE.

d'erreurs d'appréciation dans cerlaines roches naturelles, nous remarquons ici qu'elle ressemble fort à certaines variétés de quartz grenu. Gomme distinction, nous citerons la présence, au centre de certaines lamelles de cette néphéline, de deux prismes croisés sous un angle d'environ 120°. Les procédés chimiques seraient d'ailleurs les plus efficaces : une goutte d'acide chlorhydrique enlève rapidement à une plaque mince de néphéline caloédonieuse son pouvoir polarisant.

li° Grands cristaux de quartz rongés sans contours polyédriques. — Olivine en grains irréguliers. L'olivine en plaque mince est souvent aussi incolore et aussi limpide que le quartz. Sa distinction est relativement facile. Elle donne des couleurs de polarisation plus vives ; sa grande dureté lui prête au polissage une surface plus rugueuse et comme chagrinée. Son relief sur les bords est plus apparent; enfin il est rare qu'elle ne présente pas, le long des fissures qui la traversent, quelques traces de transformation en serpentine.

5° Grands cristaux de quartz. — Emeraude, topaze. Ces deux minéraux peuvent être aussi limpides que le quartz et présentent des inclusions liquides comme lui. L'émeraude a des traces de clivages bien marquées ; il est très rare que la topaze ne présente pas des contours extérieurs caractéristiques du système orthorhombique.

Reproduction Le quartz a été obtenu à l'état cristallisé par Senarmont, en chauffant

artificielle du quartz. ^^^^ prcsslou, à uuc température d'environ 350% un mélange de silice gélatineuse et d'eau chargée d'acide chlorhydrique.

M. Daubrée a obtenu également le quartz bipyramidé, en chauffant à AOO", sous pression, de l'eau dans des tubes de verre clos et renfermés dans des tubes en fer.

La calcédoine s'est développée en sphérolithes réguliers dans les mêmes conditions.

Dans les expériences qui précèdent, la silice cristallisée avait été obtenue par l'action de l'eau surchauffée sur des silicates décomposables. MM. Fri«del

et Sarazin ont obtenu des cristaux de quartz bipyramidé, allongés suivant les arêtes du prisme et isolés, en faisant agir à /lOO" de l'eau, sur un mélange de potasse, d'alumine précipitée et de silice gélatineuse en grand excès; l'opération a été effectuée dans un tube de cuivre, renfermé luimême dans un tube en acier hermétiquement fermé.

G. Rose a préparé la tridymite par fusion de la silice ou de silicates dans du sel phosphore.

M. Hautefeuille, en maintenant de la silice amorphe à la température de fusion de l'argent dans un lïain de tungstate de soude, a obtenu des lamelles cristallines de tridymite. Au delà de 1000% il se forme un silicate; entre 900 et 1000° l'acide tungstique décompose le silicate et régénère la tridymite.

A la température strictement nécessaire pour la fusion du tungstate alcalin, 750" environ, après plusieurs centaines d'heures de chauffe, au lieu de tridymite, M. Hautefeuille a obtenu des cristaux bipyramidés de quartz présentant les faces /?, e^, e% e*, e*. Ces bipyramidés sont beaucoup plus aiguës que les cristaux analogues des porphyres. Elles présentent parfois des faces hémiédriques.

RENVOI ADX PLANCHES.

Quartz de première consolidation, VIII, 2. — X, 1. — XI, 1 et 2. — XII, 2. Quartz granitique, V, 1 et 2.

Quartz granulitique, I, 1. — II, 1 et 2. — VI, 1 et 2. — VII, 2. — VIU, 1 et 2. — X, 1. — XI, 2. XXIV, i. — XXV, 1 et 2.

Quartz pegtnatoïde, IX, 1 et 2. — X, 2. — XI, 1 et 2.

Quartz globulaire, XI, 2. — XII, 1. — XIII, 1 et 2.

Quartz ealcédonieux, XIV, 1 et 2. — XV, 2. — XVI, 1. — XVII, 1 et 2. — XVIII, 1 et 2.

Quartz grenu, XII, 2. — XIV, 1 et 2. — XV, 2. — XXI, 2.

Tridymite, XXII, 1 et 2. — XXVIII, 1 et 2. — XLVII, 2.

Opak, XIII, 3. — XVm, 1 et 2. — XXXV, 3 et 5.

FELDSPATHS

Des Cloizeaux. Observations sur les modifications permanentes et temporaires que l'action de la chaleur apporte à quelques propriétés optiques de plusieurs corps cristallisés. Ann. des Mines, II, 1862.

— Nouvelles recherches sur les propriétés optiques des cristaux naturels ou artificiels, et sur les variations que ces propriétés éprouvent sous l'influence de la chaleur. Sav. étrangers, XVIII, 1867.

— Propriétés optiques des feldspaths. Ann. de chimie et de physique, IV, 1875, 249.

— Microcline, id, IX, 1876.

Scheerer. Untersuchung des Sonnensteins von Twedestrand, Pogg. Ann., LXIV, 1845.

— Mikrosk. Untersuchung verschiedener Mineralien, id.

Stelzner. Mikrostructur des Labradorites und PegmathoUtes, Berg. und Huttenmiin. Zeitg., XXIX, 1870. TscHERMAK. Chem. minerai. Studien. Die Feldspathgruppe. Acad. des se. de Vienne, 1864.

Bibliographie.

GENERALITES

Les feldspaths sont des silicates alumineux, dépourvus de fer, à bases Propriétés chimiques. de protoxydes alcalins ou alcalino-terreux, dans lesquels le rapport de l'oxygène, contenu dans les protoxydes, est constamment à celui de l'alumine comme 1 est à 3. Voici la liste des feldspaths actuellement connus en commençant par les plus acides :

FELDSPATHS.

DENSITÉS

iSï

PROTOXYDES R.

Nà

Cà

Orthose

Microcline. . . .

Alefte

Oligoclase. . . .

Labrador

Anorthite ....

Dominante.

Id.

Traces.

Id.

Accessoire.

Id.

Dominante.

Nà = 5.

Nà = l.

Cà = 3.

Dominante.

Amphigène ....

Néphéline ....

Dominante.

20h MINÉRALOGIE MICROGRAPHIQUE.

Nous avons rapproché au point de vue chimique l'amphigène et la néphéline des feldspaths, bien que leurs propriétés cristallographiques les en séparent nettement.

L'oligoclase et le labrador, lorsqu'ils sont bien purs, se comportent comme s'ils étaient des mélanges, à proportion définie, d'albite et d'anorthite : il y a, entre les quantités de soude, de chaux et de silice contenues dans ces deux feldspaths, une relation qui peut se déduire des identités suivantes :

Pour l'oligoclase :

ALBITE ANORTHITE OLIGOCLASE

X (Nà, Ai, 6 Si) + {i—x) (Cà, ÀÏ, 2 Sï) = [a; Nà + {l—x) Gà], AÏ, - Sï. Pour le labrador :

ALBITE ANORTHITE LABRADOR

y (Nà, Ài,6 Sï) + (l-i/) (Cà, M, 2 Sï) = [y Nà + (1— î/)Cà],Ài, 3 Sï.

On en déduit :

.;, -il»..,.. T--

M. Tschermak a conclu de ce fait d'expérience, déjà signalé par Sartorius de Waltershausen et Sterry-Hunt, que l'oligoclase et le labrador n'étaient que de simples mélanges isomorphes d'albite et d'anorthite, et il a admis l'existence d'un nombre indéterminé de types intermédiaires dans lesquels rentreraient l'andésine, mélange d'oligoclase et de labrador, et la bytov^nite, mélange de labrador et d'anorthite. L'analyse microscopique de nombreuses roches feldspathiques, notamment de celles de Santorin, jointe à l'examen chimique approfondi de leurs éléments, ne permet pas d'adopter cette ingénieuse hypothèse. Elle démontre notamment que, lorsqu'on ne tombe pas sur la composition exacte du labrador ou de l'oligoclase, on a réellement affaire à plusieurs feldspaths, qui se montrent isolés dans les plaques minces, chacun avec ses propriétés optiques caractéristiques. La démonstration est surtout facile pour les mélanges de labrador et d'anor-

FELDSPATHS. 205

thite, les cristaux microscopiques de ce dernier feldspath étant facilement attaquables par l'acide chlorhydrique à chaud.

Il n'en reste pas moins vrai que les analyses chimiques faites sur des feldspaths purs, non attaqués par des actions secondaires, vérifient les identités formulées plus haut. Mais ce fait d'expérience peut être expliqué par des groupements moléculaires intimes et n'entraîne nullement, comme conséquence forcée, l'isomorphisme de l'albile et de l'anorthite. Une fois cette loi admise pour l'oligoclase et le labrador, il est clair que leurs mélanges mécaniques, soit entre eux, soit avec l'albite ou l'anorthite, y seront encore conformes, au point de vue chimique.

Un autre ordre de considérations milite en faveur de l'individualité des feldspaths, admettant dans leur composition un mélange de chaux et de soude : la reproduction artificielle des feldspaths a fait récemment des progrès décisifs. On connaît les cristaux d'orthose développés accidentellement sur les parois d'un fourneau métallurgique de Sangershausen, en contact avec des vapeurs fluorées dues au lit de fusion, à hauteur de la zone du maximum de température. M. Hautefeuille a reproduit plusieurs feldspaths par fusion dans les tungslates alcalins. M. Vélain a constaté la présence de petits cristaux d'anorthite dans les verres provenant de l'incendie des meules de paille. Enfin nous sommes parvenus à reproduire les feldspaths par voie de simple fusion et maintien prolongé à haute température. Nous insisterons, à propos de chaque feldspath, sur l'identité de nos produits artificiels avec les cristaux d'un grand nombre de roches et notamment avec leurs microlithes feldspalhiques ; mais, dès à présent, il y a lieu de remarquer que les feldspaths artificiels jouissent d'une individualité propre, comme les naturels : l'angle d'extinction maximum dans la zone pg^ est celui de l'albite, de l'oligoclase, du labrador ou de Tanorthite ; et parfois nous avons obtenu simultanément deux variétés juxtaposées : oligoclase, labrador.

Nous en concluons que les feldspaths tricliniques ne sont pas isomorphes entre eux, dans le sens employé par Mitscherlich, et qu'ils doivent être soigneusement distingués les uns des autres dans les roches éruptives, dont

cristallographiques

et optiques.

Macles.

Couleurs de polarisation.

Coloration.

Reflets.

Structure.

ils constituent un des éléments les plus importants et les plus caractéristiques.

L'orthose est monoclinique; tous les autres feldspaths sont tricliniques, mais il s'en faut de quelques degrés seulement que le plan g^ soit également pour eux un plan de symétrie. Tous les feldspaths ont deux plans de clivage facile p et g\

On peut poser en principe que le plan des axes optiques est à peu près perpendiculaire à g\ Quelques orlhoses, dits déformés, contiennent seuls leurs axes optiques dans le plan de symétrie.

Nous aurons à étudier séparément les macles de l'orthose et celles des feldspaths tricliniques. On sait que ces derniers sont souvent caractérisés par l'accouplement de nombreuses lamelles hémitropes, de très petite épaisseur, qui constituent sur certaines faces une série de gouttières, visibles à la loupe ou à l'œil nu, sous forme de fines stries parallèles. Le microscope polarisant colore de teintes différentes ces lamelles hémitropes et donne ainsi aux feldspaths tricliniques, qui en sont doués, une apparence caractéristique.

En plaques suffisamment minces, les feldspaths se parent, entre les niçois croisés, de teintes bleuâtres ou grisâtres très adoucies, plus vives que celles de la néphéline, moins vives que celles du quartz. Il convient de faire une mention spéciale des couleurs de l'anorthite, qui sont plus accentuées que celles des autres feldspaths.

Les feldspaths sont par eux-mêmes incolores ; les colorations roses, rouges, vertes qu'ils présentent, sont dues à des corps étrangers et notamment au fer à divers états d'oxydation. Le polychroïsme est nul.

Quelques-uns des feldspaths présentent des reflets chatoyants, souvent bleus, parfois rouge gorge de pigeon, etc. Tels sont les orthoses vitreux de certains rétinites et en général des porphyres pétrosiliceux du permien supérieur. Telles sont aussi les belles variétés bien connues de labrador chatoyant. Ces reflets sont dus à des réflexions multiples soit sur des plans de clivage très rapprochés, soit sur des inclusions régulièrement disposées.

On trouve dans les roches les feldspaths sous tous les états : en grands

FELDSPATHS. 207

cristaux de première consolidation, en plages granitoïdes et en microlithes de seconde consolidation, parfois même, mais plus rarement, en filonnets et en druses secondaires.

Les grands cristaux sont en général développés suivant la face g^; parfois l'arête h^g^ est allongée. Les microlithes sont, le plus souvent, très allongés suivant l'arête pg^.

Les feldspaths les plus acides, et même parfois l'oligoclase, s'associent Associations. intimement au quartz pour former une structure spéciale dite pegmatoïde (voir p. 157), dont les pegmatites graphiques présentent un exemple macroscopique. C'est un cas particuliw tout spécial de la structure en plages granitoïdes de seconde consolidation.

On connaît aussi des associations intimes analogues de feldspath et d'amphibole.

Les feldspaths se présentent à peu près dans toutes les séries de roches; ce sont, à proprement parler, les minéraux les plus universellement répandus et les plus importants en pétrographie.

Les inclusions liquides sont très rares; les inclusions vitreuses très inclusions. fréquentes, ainsi que les pores à gaz. On peut dire d'une façon générale que les inclusions vitreuses sont beaucoup plus abondantes et plus nettes dans les feldspaths des roches tertiaires que dans ceux des roches anciennes. Elles manquent à peu près entièrement dans les feldspaths des granités, sont rares dans ceux des autres roches de la série granitoïde ancienne; elles sont abondantes dans toutes les autres roches, y compris les granulites récentes. Dans une même roche volcanique, le type, dans lequel la pâte vitreuse est la plus abondante, est celui dont les feldspaths présentent le plus d'inclusions de cette espèce.

Les feldspaths sont attaquables à la longue par les actions secondaires; Actions secondaires le plus grand nombre de ceux des roches anciennes a été modifié par les agents séculaires; il est probable que la rareté relative des inclusions vitreuses est en partie due à cette cause ; car elles sont effacées par les actions secondaires qui, se propageant le long des clivages faciles, s'attaquent d'abord au remplissage de ces inclusions.

On trouve dans les roches des épigénies d'orthose en mica blanc; les feldspaths Iricliniques se transforment en calcite, en chlorite, en épidote. Tous sont susceptibles d'être épigénisés par le quartz ou l'opale. Diagnostic. Nous rappellerons ici que les procédés Szabo (p. 112) et Boricky

(p. 105) s'appliquent spécialement à la distinction des feldspaths entre eux et rendent, à ce point de vue, les plus grands services.

L'acide fluorhydrique les détruit rapidement ainsi que l'acide hydrofluosilicique. Cependant, quand ils sont au sein d'une matière amorphe abondante, comme dans les ponces, on peut les isoler par une attaque de quelques secondes à l'acide fluorhydrique.

L'anorthite seul est rapidement attaqué par l'acide chlorhydrique à chaud.

Les feldspaths ne sont pas attirables à l'électro-aimant.

L'orthose est monoclinique; l'angle de mm sur h^ est de 118" û 8'; propriétés ph' = 116" 7'. Faces habituelles m, o% », a\ aK Clivages faciles suivant p et ^"«^aiiographiques

''^ 5 .:/ ? r' ' D ^ et optiques.

^^, par conséquent à angle droit.

Macle habituelle suivant la loi de Carlshad avec la face de composition g^ et un axe de rotation A* g^ ; cette macle se fait souvent par pénétration réciproque des deux cristaux accouplés.

Macle plus rare dite de Baveno, suivant la face e^ appartenant à la zone pg^ et axe de rotation perpendiculaire. Cette macle donne des sections ,

triangulaires ou encore des accouplements de cristaux se pénétrant mutuellement en forme de croix.

L'orthose est un minéral négatif, dans lequel le plus grand axe d'élas- Position des axes ticité (a) sert toujours de bissectrice aux axes optiques. Ces derniers '^'^^^'"''"^^'''p"*^"®^occupent une position variable avec les différentes espèces d'orthose et, dans un même échantillon, avec la température. De plus leur dispersion n'est pas toujours négligeable et peut devenir très forte, notamment dans certaines espèces d'orthose vitreux.

On doit à M. Des Cloizeaux la découverte de la corrélation qui existe Axes optiques. entre la température et la position des axes optiques de l'orthose; à mesure que la température croît, ces axes, généralement situés dans un plan perpendiculaire 2i g^, se rapprochent l'un de l'autre, puis se confondent en un seul et passent ensuite dans le plan de symétrie g^, dans lequel la déformation peut devenir définitive, si la température a été suffisamment élevée.

Les limites entre lesquelles ces variations ont lieu sont très éloignées :

Axes d'élasticité.

ainsi l'orthose adulaire du Saint-Gothard a ses axes optiques dans un plan perpendiculaire à g^ (orthose non déformé), faisant entre eux un angle 2V d'environ 69°; l'orthose de Wehr chauffé à 3/i2%5 centigrades (déformé) a ses axes optiques dans g\ faisant entre eux un angle 2V de 6Ii°. Ce même orthose, à la température ordinaire de 18%7 centigrades, n'était pas déformé et possédait un angle 2V (rayons rouges) = 13''3/t'; c'est à /i2%5 centigrades que 2 Y devient nul pour les rayons rouges et que l'orthose de Wehr se transforme ainsi en une substance à un axe optique. Dans ce qui suit, il conviendra donc de prévoir une grande variation dans la position et dans l'angle des axes optiques, et nous prendrons pour limites de cette variation les positions extrêmes définies par M. Des Gloizeaux dans son Manuel de minéralogie :

Dans le plan ^^ (orthose déformé) 2^ = 611"

Dans le plan perpendiculaire à g^ (orthose non déformé). . 2V = 69°

La dispersion des axes optiques est aussi variable que leur position.

Cependant on peut lui formuler une loi générale : pour les orthoses non

déformés, l'angle 2V des rayons rouges est plus grand que celui des rayons violets, p > t» ; l'inverse a lieu pour les orthoses déformés.

La position des axes d'élasticité dans l'orthose est relativement peu variable ; leur dispersion est ici négligeable. On peut admettre (fig. liQ) que la bissectrice est dans g^ à une distance angulaire moyenne de 5° (4° à 6°) de l'arête pg\ L'arête h^g^ se trouve ainsi à une distance de 21° 7' de la normale optique (orthoses déformés) ou de l'axe d'élasticité moyenne (orthoses non déformés) .

Il serait du plus haut intérêt de pouvoir déterminer, dans les plaques minces de roches éruptives, sinon avec précision, du moins approximativement, la position des axes optiques de l'orthose. D'après les recherches de M. E. Weiss, les variétés peu déformées dominent de beaucoup dans les granités, les

Fig. 46.

AjEf Axes optiques. Orthoses

déformés.

Aj Bj. Axes optiques. Orthoses non déformés.

gneiss, certaiiis trachytes et même certains basaltes ; les variétés déformées seraient plus fréquentes dans les porphyres, les rétiniles, les rhyolithes et la plupart des laves volcaniques modernes. A Santorin, les sanidines des perlites sont déformées, tandis que celles des dacites correspondantes ne le sont pas.

Mais il est bien évident que la température n'est pas la seule cause qui agisse sur la grandeur relative des axes d'élasticité de l'orthose. et par suite sur la position de ses axes optiques, et que même des déformations, qui nous paraissent définitives, peuvent varier à la longue et revenir à un état d'équilibre antérieur.

Conformément aux données précédemment exposées (page 61), et au Extinctions dans les croquis (fig. 47), la zone h^g^ seule pourra être susceptible d'un maximum dans quelques orthoses très déformés. Nous prenons pour abscisse l'angle du plan de zone avec le plan initial g\ pour ordonnée l'angle d'extinction compté à partir de l'arête de zone.

zones principales.

Fig. 47.

Zone pg^.

Fig. 4.8.

Zone pg\ — L'épure (fig. 48) rend compte de la courbe en œy, afférente à cette zone, la valeur initiale maximum de y ne dépasse pas en moyenne 5", et l'angle d'extinction descend ensuite jusqu'à 0*»; comme la nature de la courbe ne varie pas, lorsque la position des axes optiques change, et que ce changement n'introduit pas de nouveaux maxima ou minima, il suffit de retenir que pour cette zone, dans tous les cas, l'angle d'extinction varie entre 5° et 0».

Zone h^g\ — Tout autre est la variation de la zone %* ; à l'origine,

Zone /il g^.

dans le plan g\ la normale optique ou l'axe d'élasticité moyenne est à 21' 7'

de l'arête de zone.

I. Tant que l'orthose n'est pas déformé, c'est-à-dire tant que les axes

optiques sont hors du plan g\ l'arête de zone est contenue dans le plan de la bissectrice et de l'axe d'élasticité moyenne;

entre a? == 0 et a? = -, il n'y a ni maximum

ni minimum, mais bien une forte inflexion

au voisinage de x = - — V, et à partir de

là une courbe enveloppe dont l'ordonnée

^'s- '^9- décroît de- à 0, pour la variation corres-

pondante de l'abscisse entre - — V et - (voir page 62, II).

Supposons que nous ayons d'abord affaire à l'orthose du Saint-Gothard (2V = 69°). L'extinction rapportée à l'axe d'élasticité moyenne partira du minimum 21° 7', puis croîtra d'abord lentement, ensuite très rapidement, dépassera 45°, et, pour le plan de la zone faisant avec g^ un angle de

55° 30' [ - — v], atteindra 55° 52'; pour les plans voisins de h>, l'extinc-

(rtnytej

tion se rapprochera de - (fig. 49).

Prenons maintenant l'orthose de Wehr chauffé à 42% 5 centigrades ; on sait que ses deux axes optiques se sont réunis en un seul, du moins pour les rayons rouges. Pour ce cas limite, l'équation de la courbe se réduit à

d'où

et pour

tgî/ = tgaCOSa;, a=p = yo,

dy tgasina?

dx~ 1 + tg2 a COS^ X

■K dy

La courbe ne présente plus de point d'inflexion entre x = 0 etx = -.

Avant de terminer le cas des orthoses non déformés, nous remarquerons que les courbes s'y succèdent régulièrement, de telle façon qu'en rapportant à l'origine l'extinction à la bissectrice, pour une même abscisse, les ordonnées croissent en même temps que V décroit.

En effet, l'équation (U), § 10, page 70, nous donne pour 2 = tgyo =

(1 — 22 cos2 X) + sin 2 V (s2 — cos2 x) A + B sin^ V

rnfcr 97/ = ^ = .

"^^ 2^cosa?cos2V Gcos^V

^, , d(cotg2y) 2sinV(A+B)

d ou TiT = 7y TT •

dV G cos^ V

Le signe de cette dérivée est donc le même que celui de A + B = (1 — cos* x (1 + 2*) > 0 ; cotg 2i/ croît donc constamment avec V, et y décroit de même.

II. Considérons le cas des orthoses déformés; les axes optiques sont situés dans le plan g^, qui contient également l'arête de zone h> g^. L'angle 2 V des axes est d'abord très petit (voir page 62, I, 2°). Si l'on rapporte les extinctions initiales à la normale optique, elles croissent constamment

entre la valeur initiale 21° 7' et-; seulement au fur et à mesure que V

augmente, les courbes se coudent de plus en plus au voisinage du plan g^.

A 162°, 5 centigrades, l'orthose de Wehr a ses axes optiques écartés de h2° ; un de ses axes optiques est perpendiculaire à l'arête de zone, et nous trouvons ici une application du cas limite précédemment étudié (page 75, S 17).

La courbe se compose d'une branche donnée par l'équation

cotg 2y = — cotg 2V cos a;,

et de la droite 00 = -.

Puis V continuant à augmenter, la courbe présente entre a? = 0 eta3=-

un maximum. Ce maximum, d'abord très marqué et voisin de -, pour des

plans eux-mêmes très voisins de A*, diminue à mesure que V augmente ; pour V = â2<' (orthose de Wehr chauffé à 3/i2%5 centigrades), le minimum

2U MINÉRALOGIE MICROGRAPHIQUE.

initial étant toujours de 21° 7', le maximum atteint 2/i.°i2'6'' et correspond au plan de zone faisant avec g^ un angle de 59°25'/i2''.

Dans le cas des orthoses déformés, pour une même abscisse, la valeur des ordonnées, rapportées primitivement à la bissectrice, croît constamment avec Y.

Notons que la dispersion des axes optiques pouvant être ici très sensible, l'extinction primitivement rapportée à la normale optique se fera plus vite pour les rayons violets que pour les rayons rouges.

Clivages faciles.

Les variations extrêmes des courbes afférentes à la zone h^g^ étant en relation avec la position des axes optiques dans l'orthose, on peut réciproquement induire des extinctions de l'orthose à la position de ses axes optiques. Les courbes {fig. 49) nous montrent que, pour cette recherche, la zone la plus favorable est h^ g^, et dans cette zone il convient de rechercher des plans relativement voisins de h^. On peut ainsi déterminer pratiquement, dans certains cas particuliers, si l'orthose est, ou non, déformé.

Plans de clivages faciles. — Les traces des plans p et g^ de clivages faciles sont parallèles à l'arête de zone dans la zone pg^.

Dans la zone h^ g^, la trace du plan g^ est également parallèle à l'arête de zone ; le plan p a pour caractéristiques ^ = 63" 53', e = o (voir page 81, § 2Zi).

Le tableau ci-dessous, dû à M. Thoulet, donne les angles des clivages p et g^, dans la zone h^g^.

gi.ii

gll.87

ff*

ffi

/ll.85

/il. 80