ALBITE
Zone perpendiculaire à g^, ç B
cristaux s'éteint suivant sa longueur; la symétrie de chaque courbe n'existe pas en réalité par rapport au plan perpendiculaire à la bissectrice ; et le plan de zone, correspondant à l'extinction suivant la longueur pg^ des microlithes, est plus voisin du plan g^ que le plan contenant la bissectrice. Remarquons du reste qu'une fois la courbe des extinctions du premier cristal construite graphiquement, on en déduit celle du second, en prenant simplement une courbe symétrique par rapport au plan gK
Zone perpendiculaire à g^. — En partant des données précédentes et au moyen du procédé graphique, on recueille sur cette zone les données suivantes : dans le plan choisi pour origine (fig. 63), contenant l'arête de zone et l'arête pg^, par conséquent très voisin de p, l'extinction a lieu, d'après l'épure, à 4° (pour 2V =78°) ; en effectuant la rotation de la zone dans l'angle obtus (égal à 102°) compris entre le plan d'origine et le plan de zone contenant la bissectrice, on voit l'angle d'extinction diminuer d'abord ; il est nul pour x = 26° environ ; puis la courbe croît en sens inverse ; dans la plan perpendiculaire à pg^, elle atteint une valeur de 15°30' et passe 10° plus loin, pour a; = 100°, par un maximum d'environ 15° 45'; ensuite la courbe décroit régulièrement jusqu'au plan contenant ;)^S où elle retrouve sa valeur initiale changée de signe.
Dans les cristaux maclés suivant la loi de l'albite, on voit (fig. 63) que l'angle, compris entre l'extinction de deux lamelles hémitropes, oscillera entre 0° et 31° 30', ou entre 180° et U8°30', pour peu que l'on mesure cette extinction symétriquement de part et d'autre de la ligne de macle.
Fig. 63.
p. Plan contenant pgK — Q. Plan perpendiculaire à pg^ B. Plan contenant les bissectrices.
On a rarement signalé des grands cristaux de première consolidation d'albite bien authentiques. Il convient de remarquer que les propriétés optiques de l'albite dans la zone perpendiculaire à ^Ma distinguent mal de l'oligloclase et qu'il a peut-être été parfois méconnu sous cette forme. Cependant l'étude d'un grand nombre de feldspaths tricliniques en grands cristaux dans les roches acides permet de reconnaître l'extrême abondance de l'oligoclase, et à coup sûr la grande rareté de l'albite.
L'albite existe en plages granitoïdes de seconde consolidation; il traverse généralement, sous forme de filonnets, le microcline et l'orthose. Tel est le
structure et associations.
2hh MINÉRALOGIE MICROGRAPHIQUE.
cas de la perthite et d'un grand nombre de pegmatites. Nous renvoyons à la page 237, pour l'étude de sa structure et de ses macles.
Enfin on le connaît à l'état de cristaux Isolés dans les druses des granuliles (Baveno) et même dans certains calcaires magnésiens (Savoie). Il paraît dû alors à de véritables actions secondaires.
Une forme sous laquelle il joue un rôle assez important dans les roches éruptives est celle de microlithes allongés, filiformes, rarement maclés, s'éteignant dans la zone ph^ sous des angles qui ne dépassent guère un maximum de 15°. L'albite constitue sous cette forme un des éléments de seconde consolidation de certaines andésites et de certaines porphyrites. Reproduction Par fusiou ignéc et recuit prolongé à haute température, nous avons
artificielle de l'albite. . t i un. « n ' . .
obtenu des microlithes dalbite très allonges, a pointements aigus, ne s'éteignant pas tout à fait suivant leur longueur, généralement non maclés, et rappelant ainsi les microlithes naturels de ce même feldspath.
L'albite ne s'obtient que difficilement par simple voie ignée; il n'a pas la grande tendance à cristalliser que présentent, dans les mêmes conditions, l'oligoclase, le labrador et surtout l'anorthite.
Néanmoins nous avons obtenu nettement des microlithes artificiels d'albite, et c'est là une distinction tranchée à faire entre ce feldspath et l'orthose ou le microcline.
M. Hautefeuille a obtenu de petits cristaux d'albite en fondant les éléments de ce minéral dans un bain de tungstates alcalins.
RENVOI AUX PLANCHES
VII, 1. — XYIII, 1 et 2. — XX, 5. — XXI, 2. — XXII, 1 et 2.
OLIGOCLASE
Dans l'oligoclase, l'angle des deux clivages faciles pg^ est de 93° 50'.
L'ollgoclase occupe un rang à part dans la série des feldspaths tricliniques ; l'arête pg^ peut être considérée comme se confondant très approximativement avec la normale optique ; la bissectrice ferait d'ailleurs, d'après les derniers travaux de M. Des Cloizeaux, un angle d'environ 18" 10' avec la normale à g^, et serait située dans un plan perpendiculaire à pgi {fig. àh).
' L'écartement des axes optiques est essentiellement variable, mais généralement très grand, et souvent voisin de 90°; nous négligerons la dispersion.
Zone pg^. — Cette zone étant parallèle à un axe principal d'élasticité, l'extinction s'y produit constamment suivant pg\ c'est-à-dire parallèlement à la longueur des microlithes d'oligoclase. Dans les cristaux maclés, l'extinction des lamelles hémitropes est simultanée et parallèle à la ligne de macle.
Propriétés
cristallographiques
et optiques.
Axes d'élasticité
et optiques.
Extinctions
dans
les zones principales.
Zone perpendiculaire à g*.
Fig. 65.
P. Plan contenant pg^.
Q. Plan perpendiculaire à pg^-
Zone perpendiculaire à g^. — L'arête de zone est comprise dans le plan contenant l'axe d'élasticité moyenne et la bissectrice; l'extinction initiale, à partir de la bissectrice,
est de 18° 30'; c'est là un maximum et la courbe décroît ensuite d'une façon continue jusqu'à 0" pour le plan contenant l'arête pg ^ et voisin du plan jp ; les extinctions se font symétriquement de part et d'autre du plan perpendiculaire à pg^ (fig. 65.)
Il en résulte que les cristaux maclés d'oligoclase, s'éteignant symétriquement de part et d'autre de la macle, peuvent présenter des angles oscillant entre 0° et 37° ; ce dernier maximum correspond au plan de zone perpendiculaire à pg ^
Structure. L'ollgoclase se présente dans les roches principalement en grands
cristaux de première consolidation ou en microlithes de seconde consolidation.
1° Les grands cristaux montrent généralement la macle de l'albite, assez souvent celle du périkiine, parfois enfin celle de Baveno. Les lamelles hémitropes y sont d'une grande netteté et d'épaisseur très régulière; mais souvent un des systèmes est extrêmement fin, à tel point qu'il devient difficile de saisir le moment précis de son extinction.
2° Les microlithes d'oligoclase ne sont pas toujours maclés ; ils se distinguent nettement à ce point de vue de ceux du labrador, dans lesquels la macle de l'albite est constante et surtout d'une grande netteté. L'oligoclase en microlithes affecte un caractère fibreux; l'allongement et l'état fibreux se manifestent suivant l'arête pg^ qui se confond, comme on l'a vu plus haut, avec un des axes d'élasticité du minéral.
En général, les microlithes d'orthose se distinguent assez facilement de ceux d'oligoclase; ils sont plus raccourcis et plus larges par rapport à leur longueur. Les microlithes d'oligoclase peuvent être facilement confondus avec ceux de l'albite, lorsque ces derniers sont dans une phase de la zonejo^* présentant des extinctions voisines de la longueur. Cette confusion est surtout à craindre dans les roches qui contiennent côte à côte des microlithes des deux espèces.
La nature essentiellement fibreuse de l'oligoclase lui communique la propriété de constituer facilement des arborisations et de vrais sphérolithes entièrement cristallisés. C'est surtout dans les roches de contact, à la suite d'un refroidissement relativement brusque, que l'oligoclase affecte cette forme remarquable.
»S° Bien que l'oligoclase soit plus rare en -plages granitoïdes de seconde
OLIGOCLASE. 2hl
consolidation que l'orthose et le microcline, il constitue cependant sous cette forme l'élément feldspathique dominant de certaines pegmatites graphiques et surtout de nombreuses diorites, diabases et dolérites.
L'oligoclase est un des feldspaths les plus répandus dans les roches Associations. éruptives ; par sa situation intermédiaire dans la liste des feldspaths, il sert pour ainsi dire de trait d'union entre les roches acides et les roches basiques, accompagnant l'orthose dans les premières, le labrador dans les secondes, aussi souvent associé au mica noir qu'à l'amphibole ou au pyroxène.
1° Dans les granités et les granulites l'oligoclase se présente surtout i. série granitoîde. en cristaux de première consolidation, généralement plus petits que ceux d'orthose; les deux feldspaths s'englobent réciproquement; cependant l'orthose paraît en moyenne de consolidation plus récente que l'oligoclase. Le granité ancien (Rappakivi) et la granulite (moulin de la Laume près Semur) montrent souvent, autour des grands cristaux d'orthose, comme une sorte de bordure d'oligoclase; les deux feldspaths ne sont pas de même couleur; par exemple l'orthose est blanc, l'oligoclase vert ou rouge, et à l'œil nu il semble peu douteux que l'oligoclase soit venu pour ainsi dire se concrétionner sur l'orthose. L'examen microscopique ne confirme pas entièrement cette hypothèse : sans doute une partie de cet oligoclase est accolée intimement à l'orthose et même maclée avec lui suivant la face g\ de telle façon que l'arête h^g^ soit commune aux deux feldspaths; mais on observe en outre un grand nombre de petites lamelles d'oligoclase indépendantes des cristaux d'orthose. Il semble qu'une partie de ces lamelles, irrégulièrement déchiquetées, aient été charriées vers le cristal d'orthose et sans doute attirées par zones, comme les autres inclusions; il est donc probable qu'au moment où cette couronne s'est produite, la plus grande partie des lamelles d'oligoclase préexistait et flottait dans le magma fluide; il y a eu simplement phénomène d'attraction de l'oligoclase par l'orthose, tous deux déjà consolidés, au moment de la prise en masse de la roche.
L'oligoclase est presque toujours maclé suivant la loi de Talbite, et pi. i, «g. i. souvent suivant celle du périkline dans les granités et dans les granulites. ^^' ^' ^^' * ^^ ^'
248 MINÉRALOGIE MIGROGRAPHIQUE.
Dans la traversée des roches basiques, telle que les amphibolites des gneiss, certains filons de pegmatite se chargent d'oligoclase massif; il y joue le rôle habituellement tenu par l'orthose et le microcline : celui de plages granitoïdes de seconde consolidation. Tel est le cas près de Marmagne (Saône-et-Loire) et à Alagnon (vallée de Blesle, Cantal).
2° Dans les micro-granulites, les grands cristaux de première consolidation en oligoclase sont très abondants; ils présentent parfois l'association des macles de l'albite et de Baveno et servent de centre à des étoilements de micro-pegmatite. On n'a pas encore constaté avec certitude l'existence de l'oligoclase dans les éléments feldspathiques de seconde consolidation de ces roches, microlithes, feldspath de la micro-pegmatite.
3° Les roches basiques de la série granitoïde contiennent l'oligoclase PI. IX, fig. 1 et 2. à l'état de plages de seconde consolidation parfois limpide et adulaire, très
PI. XXV fie. 1 et 2.
souvent quadrillé par la double macle de l'albite et du périkline. Tantôt le feldspath moule tous les autres éléments de la roche, tantôt il est lui-même moulé par l'amphibole ou le pyroxène ; c'est même là le cas le plus habituel.
Ces plages granitoïdes d'oligoclase n'ont, le plus souvent, que des contours irréguliers; cependant parfois (ophites) elles s'allongent suivant l'arête pg^ et tendent à passer à la forme microlithique.
C'est généralement à des syénites que doivent se rapporter les variétés chatoyantes d'oligoclase, qui présentent, suivant certaines directions, des reflets rouges et jaunes rappelant ceux de l'aventurine. Le microscope y décèle dans les plans de clivage facile, et surtout dans une face 6% de nombreuses lamelles hexagonales à éclat métallique; les plus épaisses sont opaques, les plus minces rouges ou brunes par transparence ; elles sont dépourvues de dichroïsme et solubles dans l'acide chlorhydrique ; Scheerer a donc pu les rapporter avec certitude au fer oligiste. La. pierre de soleil est associée à du quartz et à de l'amphibole.
Il" Les gabbros et les euphotides présentent à leurs salbandes des variétés de contact (variohtes) contenant l'oligoclase sous forme d'arborisations et de sphérolithes, à rayons élémentaires fibreux. PI. XXIV, fig. 2. Dans la variolite de la Durance, chaque fibre élémentaire d'oligoclase,
OLIGOCLASE. 249
allongée suivant pg^ et s'éteignant constamment en long, est séparée de sa voisine par de petites rangées de granules de pyroxène, et de lamelles d'actinote. Mais, en outre, à travers les fibres élémentaires, on aperçoit des traînées rectilignes, incolores, de plus grande taille, de section souvent rectangulaire. On les a prises pour de petits cristaux individualisés; mais en réalité les fibres feldspathiques élémentaires les traversent sans se dévier, et ces traînées disparaissent pour ainsi dire à la lumière polarisée entre les niçois croisés. Ce sont donc des fentes de contraction qui se sont produites lorsque la matière feldspalhique des sphérolithes était encore à l'état pâteux, et qui sont antérieures à la consolidation des fibres élémentaires d'oligoclase.
1° I^'oligoclase se fait rare dans les porphyres pétrosiliceux^ surtout dans n) série trachytoîde. ceux du sommet du permien. Il est abondant dans les rhyoUthes et dans les pi. xiv, fig. 2. dacites.
Dans ces différentes roches on^ le trouve surtout à l'état de grands cristaux en débris, d'apparence vitreuse, généralement maclés suivant la loi de l'albite, et très chargés d'inclusions vitreuses.
2° Telle est aussi l'apparence des grands cristaux d'oligoclase dans les trachytes, les andésites, les porphyrites. Seulement il est prouvé que l'oligoclase se présente parfois dans ces roches en grands cristaux non maclés, et il convient de ne négliger aucune des indications optiques qui peuvent en séparer l'orthose ou le labrador au même état.
L'oligoclase est fréquent dans ces mêmes roches à l'état de microlithes; nous avons donné les détails nécessaires sur cette forme d'oligoclase à pi. xxvni, fig. 1 et 2. propos de sa structure. Les microlithes d'oligoclase ont également ici une pi. xxix, ag. 1 et 2. tendance à se grouper radialement et à s'arboriser aux salbandes de certaines porphyrites et andésites; telles sont, par exemple, les porphyrites du Morvan improprement appelées minettes (moulin de Goie, près d'Alligny).
3° Les basaltes et les mélaphyres contiennent l'oligoclase sous les mêmes formes que les roches précédentes; seulement il y est rare et généralement associé à des feldspaths plus basiques.
Reproduction De tous Ics feldspaths, l'oligoclase nous a paru le plus fusible; piiî*
artificielle. viennent le labrador, l'albite, l'orthose et le microcline, et enfin l'anorthite.
L'oligoclase cristallise facilement par fusion et maintien prolongé à
haute température; là encore il a une tendance évidente à l'état fibreu^i» 11
s'est présenté à nous sous la forme de petits cristaux (microlithes) généra-
PLxx, fig. 1. lement très allongés (0™'",4 sur 0""",03) et fibreux suivant pg\ s'éteignant parallèlement à cette arête qui coïncide avec la normale optique de l'oligoclase. La plupart de ces microlithes présentent la macle de l'albite. Ils se groupent aussi suivant la macle de Baveno et plus rarement suivant celle de Carlsbad. Nous avons également observé des cristaux développés suivant la face </% avec prédominance de l'arête g^h^; ces cristaux, comme les précédents, présentent des stries très fines, suivant l'arête pg^.
Les cristaux développés près de la surface du culot sont très fins, très allongés suivant jo;/* et groupés radialement à la façon des sphérolithes. Nous avons cité plus haut des exemples naturels d'oligoclase ainsi disposé, précisément aux salbandes de certaines roches éruptives [variolite de la Durance, minettes du Morvan, andésite (Piperno) des Gamaldoli près de Naples].
RENVOI AUX PLANCHES
I, 1. — V, 1 et 2. — VII, 2. — VIII, 2. — IX, 1 et 2. — X, 1 et 2. — XII, 2. — XIV, 2. — XVIII, 1 et 2. XX, 1. — XXI, 1 et 2. — XXII, 1 et 2. — XXIV, 1 et 2. — XXV, 1 et 2. — XXVI, 1 et 2. — XXVII, 1 et 2. XXVIII, 1 et 2. — XXIX, 1 et 2. — XXX, 1. — XXXII, 1 et 2. — XXXIII, 1 et 2.
Dans le labrador l'angle des clivages faciles pg^ est de 93° 20'.
Propriétés • cristallographiques
Le grand cercle DME (%. 66) représente le plan perpendiculaire à la bissectrice pos^ition deTaxes toujours positive du labrador. Dans le triangle sphérique ZDE, on a, d'après M. Des d'élasticité et optiques. Cloizeaux :
d'où l'on déduit ZE= 7° 15' ZD = 11''15' ZM= 60
La projection de la bissectrice b sur un plan perpendiculaire à pg^ fait avec une normale à g^ un angle de SO^ôS' = MZE— 3° 20'.
Le plan des axes optiques ne paraît pas occuper une position fixe dans toutes les espèces de labrador. M. Des Cloizeaux considère que ce feldspath peut se diviser en deux séries distinctes, l'une s'éteignant dans la face g^ à il" de l'arête pg'^, l'autre à 27". Il nous faudra donc supposer successivement ZG égal à 17°, puis à 27°. La trace du plan des axes optiques sur g'^ s'élève d'ailleurs toujours d'avant en arrière, à l'inverse du microcline et de l'albile.
L'angle des axes optiques n'a pas été jusqu'à présent déterminé en valeur absolue. Si l'on adopte la
position indiquée plus haut pour la bissectrice, et si l'on admet une valeur ZC = 17°, une extinction à 5° de l'arête pg^, dans la face p, suppose une valeur 2V = /i6°. Pour ZG = 27° et 2V = 46°, l'extinction dans la face p serait à Wh^' de l'arête pg^. — Pour obtenir des valeurs plus grandes et voisines par exemple de 7°, il faudrait supposer un écartement encore plus minime des axes optiques, si l'on admet que la bissectrice conserve toujours la même position, telle que l'a définie M. Des Cloizeaux.
Extinctions
dans
les zones principales
Zone po^
Nous négligerons la dispersion.
Zone pg^. — En faisant tourner l'ellipsoïde d'élasticité du labrador de 6<» autour du diamètre PQ (fig. 66), nous amenons l'arête pg^ dans le plan de la normale optique et de l'axe d'élasticité moyenne, à une distance t/o de la normale optique, qu'il nous faudra successivement supposer égale à 17° et à 27° environ. A cette valeur initiale, qui est un maximum, succèdent des valeurs décroissant jusqu'à 0°, qui correspond au plan de zone contenant la bissectrice ; la courbe est symétrique par rapport au plan de la zone normal à cette bissectrice.
Dans le cas de lamelles hémitropes maclées suivant la loi de l'albite, la courbe du second cristal est identique avec celle du premier, mais en retard de 61° 43'. Les deux
courbes se coupent dans le plan g^g^'; dans le plan passant par la normale à g^, et voisin des plans p et p\ leur écartement atteint une valeur de 1 0° à H°, qui correspondu un minimum ou à un maximum relatif. Cette valeur doit donc se présenter fréquemment ; mais on ne peut plus la considérer ici comme voisine du maximum absolu ifig, 67).
Si, au lieu de se contenter de cette approximation, on construit l'épure relative à la zone pg^, les courbes perdent leur symétrie par rapport aux plans S, S', perpendiculaires à la bissectrice ; mais la courbe du deuxième cristal reste symétrique de celle du premier, par rapport au plan g^ {fig. 68). Les courbes se coupent trois fois pour une rotation de 180° du plan de zone; les extinctions successives de deux lamelles hémitropes comprennent fréquemment des angles d'environ 12° à 14°, et fréquemment aussi, dans ce cas, la ligne de macle sert de bissectrice; mais il y a un autre maximum absolu pouvant atteindre environ 18° et qui correspond à peu près, au contraire, à l'extinction du premier cristal la plus éloignée de la ligne de macle et voisine de 27°.
Fig. 67.
tr
yi
Fig. 08.
B, L', Plans contenant les bissectrices. S, S', Plans normaux aux bissectrices.
Dans la pratique, rextinction maximum des microlithes de labrador, allongés suivant l'arête jj^^S se fait généralement sous de grands angles qui atteignent 30% et il y a une distinction des plus marquées entre les micro-
lithes s'éteignant sous de petits angles (orthose, albite, oligocJase) et ceux dont l'extinction se fait très obliquement (labrador, anorthite).
Zone perpendiculaire à g^. — Ea partant des données précédentes et en supposant 2V = Zi6°, on recueille sur cette zone les données suivantes :
1<* ZG = 17°. — Dans le plan choisi pour origine (Jig. 69), contenant l'arête de zone et pg^, par conséquent très voisin de p et de p\ l'extinction a lieu, d'après l'épure, à 5°. En effectuant la rotation dans l'angle obtus fait par le plan d'origine avec celui des bissectrices, l'extinction décroît d'abord et passe par 0" pour x = 12° environ ; puis elle change de sens, et croît rapidement ; dans le plan de zone perpendiculaire à pg^, elle atteint 31°; pour x= 100°, elle passe par un maximum égal à 31° 15', puis elle décroît régulièrement jusqu'au plan contenant ;}^S où elle retrouve sa valeur initiale, changée de signe.
2° ZG = 27°. — La courbe est presque identique avec la précédente ; elle part d'une valeur initiale de h° h^' pour a; = 0, et
. j «- Zone perpendiculaire à o'.
passe par un maximum de 31° pour a; = 110°.
Dans les cristaux maclés suivant la loi de l'albite, on voit {jig. 69) que l'angle compris entre l'extinction successive de deux lamelles hémiiropes oscille entre 0° et 62° 30', pour le labrador, dans la zone perpendiculaire à g^. Ce dernier maximum correspond à peu près au plan de zone contenant les bissectrices, et se trouve voisin du plan perpendiculaire à pg^.
Pratiquement le maximum de 62° 30' est parfois atteint ; cependant, en général, il reste au voisinage de 55°. Ces incertitudes sont dues à la variabilité relative de la position des axes dans le labrador. Mais elles n'empêchent pas la nette distinction entre le labrador et l'oligoclase, dans la zone perpendiculaire à g^, puisqu'elle est basée sur des différences d'angles telles que celles qui existent entre 36° et 55°.
M. Thoulet a calculé les angles que font les traces des clivages faciles p et g"- dans la zone h'g^; ces angles peuvent s'appliquer, à quelques minutes près, à tous les feldspaths tricliniques, à l'exception du microcline.
Fig. 69.
P. Plan contenant pg^. — Q. Plan perpendiculaire à pg'. B. Plan contenant les bissectrices.
Clivages faciles.
lie-» 8' 58", 83
hi
/il
