RÉDUCTION

tement délicat le minéral auquel ils doivent naissance, qui Teffleurissent, pour employer le terme technique ; l'ocre et la fleur d'antimoine viennent de celte manière de la stibine, la fleur d'arsenic de la pyrite arsenicale, etc.

La répartition des minéraux formés par ces modes d'oxydation est relativement limitée, et leur rôle en géologie générale est peu important. C'est encore par l'oxydation du pétrole que se forme d'abord la poix minérale, visqueuse, puis ensuite l'asphalte solide, tandis que là où les roches sont imprégnées de ces produits de décomposition d'animaux et de végétaux, elles peuvent avoir leur carbone entièrement oxydé par une longue action de l'air atmosphérique. Les roches qui contiennent de ces matières bitumineuses sont primitivement noires, et elles blanchissent assez rapidement; le calcaire asphaltique de Limmer (Hanovre) en est un exemple intéressant : à la surface il est devenu complètement blanc, tandis qu'à l'intérieur il est noir-brun.

Le changement d'hydrogène sulfuré en acide sulfurique, processus géologique très-important, repose aussi sur une oxydation.

4. Réduction. Les substances organiques en décomposition et les produits auxquels elles donnent naissance (surtout les carbures d'hydrogène) paraissent être les seuls agents de réduction de la matière minérale. Comme nous l'avons montré, ils pénètrent à l'intérieur de la croûte terrestre avec l'eau qui les entraine, de sorte que leur action réductrice ne s'exerce pas seulement à la surface. Par leur destruction ultérieure, par conséquent peur la production d'acide carbonique, elles enlèvent aux combinaisons d'oxyde de fer l'oxygène dont elles ont besoin, et réduisent ainsi l'hydrate d'oxyde de fer en oxydule de fer. L'acide carbonique formé par la destruction de la matière végétale se combine avec l'oxydule de fer pour donner naissance à du carbonate d'oxydule de fer qui, par l'accès de l'air, reformera de l'hydrate d'oxyde de fer destiné plus tard à subir une nouvelle réduction. De même, le silicate d'oxyde de fer est désoxydé par les matières organiques en décomposition, et réduit en silicate d'oxydule de fer et en carbonate d'oxydule de fer. La réduction des hydrates et des silicates d'oxyde de fer a une signification géologique de grande importance. Nous voyons comment les silicates d'oxydule de fer sont soumis, dans les roches cristallines et élastiques, à une oxydation continue qui détermine quelquefois leur décomposition. Si les réductions ne venaient s'opposer à ces oxydations, tous les silicates d'oxydule de fer disparaîtraient un peu à la fois du règne minéral.

De la même manière que les oxydes de fer deviennent des oxydules, les sulfates sont réduits en sulfures par la perte de leur oxygène. Les minerais de zinc et de plomb de la Haute-Silésie, par exemple, semblent avoir

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■été formés par des sources tenant en solution des sels de zinc, de plomb et de 1er réduits par des substances bitumineuses. Les minéraux qui se trouvent à l'état natif semblent être, pour la plupart, le résultat de réductions analogues. (Voy. La vie organique comme agent géologique.)

5. Formation de carbonates par altération des silicates. L'eau chargée d'acide carbonique décompose les silicates de chaux, de soude, de potasse, d'oxydule de fer et d'oxydule de manganèse à la température ordi- ' naire; l'acide carbonique s'unit aux bases et l'acide silicique devient libre. Le feldspath, l'augite, la hornblende prennent une part importante à la structure de la croûte solide du globe, or, ils sont formés d'argile ou de magnésie siliceuses, et de silicate d'alcali, de chaux, d'oxydule de fer ou d'oxydule de manganèse; ils sont donc décomposés par l'acide carbonique de l'eau. Il en résulte des carbonates et en même temps l'acide silicique devient libre, tandis que les silicates d'alumine et de magnésie, presque insolubles, restent intacts. L'effervescence avec les acides que l'on observe chez beaucoup de diabases, basaltes et mélaphyres, dans la composition desquelles n'entrent pas primitivement les carbonates, indique que ces roches commencent à s'altérer. Les carbonates qui se forment seront complètement lessivés et emportés par les eaux; aussi, les roches qui ont subi la réduction dans toutes leurs parties ne font-elles plus effervescence avec les acides. L'acide silicique ainsi isolé étant soluble dans 10000 parties d'eau, l'eau qui a servi à la décomposition des silicates ne peut suffire à l'emporter, surtout lorsqu'elle est riche en acide carbonique et que, par conséquent, son action est rapide ; aussi reste-t-il en grande partie. Lorsque, cependant, l'eau est pauvre en acide carbonique, la décomposition marche lentement et la quantité peu importante d'acide silicique qui devient libre à la fois se dissout et est emportée avec les carbonates formés. Par suite de la décomposition des silicates par les eaux chargées d'acide carbonique, les carbonates et une partie de l'acide silicique sont donc emportés au loin. Les résidus presque inattaquables des rodies lessivées sont les silicates hydratés de magnésie et d'alumine. Ce dernier ne peut être décomposé ni par les eaux contenant de l'acide carbonique, ni par les carbonates alcalins ; l'autre ne l'est que très-difficilement, et seulement lorsque toutes les autres matières décomposables ont été enlevées. Les silicates hydratés d'alumine forment les argiles et le kaolin; le silicate hydraté de magnésie forme la serpentine, le talc, la stéatite. Ces roches sont donc les résidus des carbonates résultant de la décomposition de beaucoup de roches cristallines par les eaux chargées d'acide carbonique qui les traversent. Les roches dans lesquelles se passent les phénomènes que nous venons de décrire et chez lesquelles l'altération marche de la surface vers l'intérieur

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sont dites en état à' efjlorescence . A cet état elles se fendent en grandes masses; puis les fentes se multiplient, et finalement elles se réduisent en graviers. Quelques exemples serviront à bien mettre cette action en lumière : les minéraux les plus répandus et dont la décomposition offre le plus d'importance générale sont l'orthoclase, l'oligoclase, le labrador, la hornblende, l'augite et l'olivine.

Vorthoclase, le membre de la famille des feldspaths qui se rencontre le plus fréquemment, partie fondamentale du granité, du gneiss, de la granulite, de la syénite, du felsitporphyre, est formé de 1 atome d'alumine, 1 atome de potasse et 6 atomes d'acide silicique, desquels, presque toujoure, une petite partie de potasse est remplacée par de la soude, de la chaux ou de l'oxydule de fer. En poids, il contient 65,2 d'acide silicique, 18,1 d'alumine, 16,7 de potasse. L'altération de l'orthoclase appelée kaolinisation est un phénomène très-commun. Elle commence à l'extérieur de la roche orthoclasique et le plus souvent à la surface des cristaux. Ceux-ci perdent leur brillant, leur coloration rose, et deviennent blancs ; une enveloppe de kaolin se forme, qui augmente peu à peu en épaisseur. La <;livabilité, la dureté, la cohérence se perdent à mesure que l'altération se propage. Le phénomène chimique consiste en ce que la potasse et le peu de chaux qui existent, la soude ou l'oxydule de fer, sont transformés par l'eau en carbonates, au moyen de l'acide carbonique qu'elle tient en. solution, et comme, d'autre part, une partie de l'acide silicique devenu libre est emportée, le silicate d'alumine qui reste prend 2 atomes d'eau. L'acide silicique dissous, resté au voisinage, donne lieu à cette formation de concrétions d'opale, de chalcédoine, et de hornstein que l'on observe dans les amas de kaolin de beaucoup de localités. Ce sont surtout les granités et les porphyres qui, par décomposition de leurs parties feldspathiques, donnent naissance à des matières kaoliniques : du granité proviennent le kaolin de Limoges, en France; de Carlsbad, de Sclmeeberg, en Saxe; de Saint-Austell, en Cornouailles; des felsitporphyres viennent ceux de Rasephas, près Altenburg; de Morl et Trotha, près Halle.

La sanidine, variété de l'orthoclase, remplace ce dernier dans les roches éruptives récentes ; c'est une partie constituante essentielle du trachyte et de la phonolithe, et, comme pour l'orthoclase, le produit de sa décomposition est le kaolin (certains phonolithes de Bohême et trachytes de Hongrie).

Voligoclase a\ec 62,8 d'acide silicique, 23,1 d'alumine et 14,10 de soude dont une partie est remplacée par de la chaux, de la potasse ou de la magnésie, forme une partie constituante essentielle du granité, du felsitporphyre, du gneiss, et du trachyte, oii il s'adjoint à l'orthoclase, et de la diorite, du mélaphyre, de l'andésite, du basalte (?), dans lesquels il existe seul. L'oligoclase se laisse décomposer en kaolin plus rapidement encore que

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l'orlhoclase ; aussi, dans un Iragment de roclie, peut-on voir à côté de cristaux d'orthoclase qui n'offrent aucune trace d'altération, des cristaux d'oligoclase déjà mats, terreux, présentant par conséquent des caractères de décomposition. Le carbonate qui est enlevé à l'oligoclase est essentiellement le carbonate de soude.

Le labrador avec 56,6 d'acide silicique, 29,8 d'argile (en faible partie remplacée par l'oxyde de fer), 12,1 de chaux et 4,5 de soude, est partie constituante essentielle dans la diabasc, le gabbro et l'hypersthénite, et certains dolérites et basaltes (?). Par sa pauvreté en acide silicique et sa richesse en chaux, le labrador, de tous les feldspaths à large répartition, est le plus facilement attaquable. C'est d'abord la chaux qui est attaquée par l'acide carbonique des eaux et arrachée à ses combinaisons ; puis vient le tour du silicate de soude, et la lessive du carbonate qui s'est formé commence.

Vaugite est un mélange de bisilicate et de bialuminate de chaux, de magnésie, d'oxydule de fer et d'oxyde de fer. C'est une partie constituante essentielle delà diabase, du mélaphyre, de l'andésite et du basalte. L'oxygène qui intervient dans sa décomposition change le silicate d'oxydule de fer en silicate d'oxyde indécomposable par l'acide carbonique. Il n'y a pas de combinaison de ce gaz avec l'oxyde de fer, mais il peut transformer le silicate de chaux et aussi le silicate de magnésie en carbonate. Le résidu de la décomposition de l'augite est un silicate d'alumine avec un peu de silicate de magnésie; il est hydraté, ferrugineux. E. Dathe a pu 'suivre pas à pas, au microscope, la marche de la décomposition sur les augites de Saxe. Elle commence sur les bords du cristal, et sur les fentes qui le traversent en grande quantité, par l'apparition d'une substance écailleuse, rarement fibreuse, de couleur verte (chlorite, aphrosidérite, grengésite, viridite des auteurs), qui se fixe en même temps dans les petites fentes, entre les lamelles des cristaux du plagioclase voisin, plus tard, dans les crevasses du quara. Par la suite, le minéral chloritique augmente aux dépens de la masse de l'augite ; de sorte que l'augite est réduite à des cristaux rudimentaires ou à des débris de cristaux. En même temps, se montre, dans le produit de décomposition, une grande tendance à la fîbrillation : sur le bord des fragments d'augite, il est d'ordinaire encore schisteux, mais les parties plus éloignées se résolvent en très-fines fibrilles quelquefois parallèles, qui présentent d'ordinaire une agrégation confuse. Finalement, les fragments d'augite disparaissent complètement et sont remplacés par une matière chloriteuse de couleur vert sombre. Cette dernière est souvent sous forme de pseudomorphose d'augite.

La décomposition complète de la hornblende conduit à des résultats absolument semblables; il semble en général, cependant, qu'elle soit moins

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facilement attaquable que l'augite, ce qui est dû à ce que sa teneur en chaux est moindre.

Volivine est un silicate d'oxydule de fer et de magnésie, dans lequel la magnésie prédomine toujours sur l'oxydule de fer : c'est une partie constituante accidentelle très-caractéristique du basalte, et, en outre, un élément accessoire du g.ibbro et de l'cklogite. une partie constituante essentielle du mélaphyre, du forelleinslcin, et surtout de l'olivinite et du Iherzolithe ; elle se détruit assez rapidement parce que son oxydule se transforme très-vite en oxyde qui donne à l'olivine, au lieu de sa couleur primitivement vert clair, une nuance brun sombre d'abord, puis jaune d'ocre. En même temps, les eaux chargées d'acide carbonique transforment la magnésie en carbonate et rendent libre l'acide silicique : elles entraînent complètement le premier et une partie seulement du second. La présence de pseudomorphoses de serpentine après l'augite, la hornblende, et surtout après l'olivine, démontre d'ailleurs, comme nous le verrons, que ces éléments des roches, outre leur complète décomposition en argile ferrugineuse, peuvent encore être transformés en silicate de magnésie hydraté, serpentine ou speckstein. La chlorite et le mica peuvent venir même d'eux. Les stades isolés de la décomposition de l'olivine se laissent très-bien suivre sur les coupes microscopiques qui en contiennent. Naturellement, l'altération commence par la périphérie et marche vers l'intérieur : les bords du grain d'olivineseprennent en premier lieu et changent leur couleur gris verdâlre clair en un vert sale qui se continue- dans les fentes et crevasses du minéral, d'oîi la décomposition se propage partout à l'intérieur. Pendant ce temps les bords perdent progressivement leur couleur verte et deviennent d'un jaune rougeàlre , puis cette couleur gagne toutes les autres parties du minéral, et finalement il devient rouge-brun. Cette substance de couleur brune, lentement formée et qui est le produit ultime de la décomposition de l'olivine, est la serpentine. On peut suivre à l'œil nu celte transformation de l'olivine en serpentine sur des cristaux de volume suffisant; ceux de Snarum, en Norvège, sont particulièrement remarquables sur ce point. Ces cristaux sont formés d'une écorce vert jaunâtre ou vertpoireau tacheté de laquelle partent, dans la masse du cristal, des veines de serpentine capillaires, quelquefois bifurquées, qui forment un réseau enfermant des grains de chrysolithe transparente, nacrée (olivine). Chacun de ces. grains est de nouveau traversé de fentes très-fines, innombrables, auxquelles correspond une couche infiniment délicate de serpentine opaque, qui gagne de plus en plus aux dépens de l'olivine transparente et finit par l'absorber complètement. Dans beaucoup de gisements de serpentine, on a une preuve de son origine aux dépens de l'olivine d'après les grains de cette dernière qu'elle contient encore.