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Les spinelles
En plus des exsolutions de magnétite, les olivines contiennent des inclusions de spinelles chromifères automorphes. Ces minéraux n’ont pas encore été décrits dans le Messum. Or ce sont des traces importantes sur l’origine des magmas. Les spinelles ne sont pas les seuls oxydes présents, la titano-magnétite est omniprésente dans les théralites. Une continuité chimique entre ces deux groupes ne peut être exclue. Mais les deux groupes se distinguent très bien par leur teneur en TiO2, inférieure à 1% dans les spinelles et atteignant quelques pourcents dans les magnétites.
Ces minéraux montrent communément des traces de rééquilibrage plus ou moins tardifs :
– exsolutions dans les magnétites ou.
– juxtaposition de granules de chimie très contrastée pour les spinelles.
On trouve également les spinelles en inclusions dans les clinopyroxène bruns. Dans ces derniers, à une exception près, ils ne sont pas chromifères. De couleur verdâtre, ils montrent de nombreuses taches opaques très petites. Une seule de ces taches a pu être analysée. Ces taches correspondent, sur la base de l’unique analyse et des données MEB, à des spinelles très riches en fer trivalent, proches des magnétites. Leur proportion, difficile à estimer, ne semble pas excéder 25%.
Dans les deux types d’olivines, de très nombreux ‘‘grains automorphes’’ apparaissent clairement constitués de deux parties analysables : l’une alumineuse, l’autre ferrique. Les analyses des différentes parties associées et parfaitement identifiées sont reportées en Fig. 19a. Leurs teneurs en chrome sont comparables avec un Cr# (Cr/(Cr+Fe3++Al)) compris entre 0.2 et 0.3. La partie ferrique est également ici la moins abondante (<25%). Les compositions se distribuent selon le solvus des spinelles (Fe,Mg)(Cr,Al,Fe3+)2O4 calculé à partir de données expérimentales par Sack et Ghiorso (1991) pour des spinelles en équilibre avec un olivine Fo80 vers 600°C. Ce solvus est peu sensible à la composition de l’olivine. Rappelons que les olivines des théralites ont des compositions variant entre Fo60 et Fo80.
A nombreuses occasions, il n’a pas été possible de distinguer différentes parties dans les grains. Les compositions correspondantes sont reportées en Fig. 19b. Elles se placent de part et d’autre de la limite alumineuse du solvus des spinelles. Cependant, celles situées à l’extérieur du solvus correspondent toutes à des inclusions dans les olivines magnésiennes et automorphes. Compte tenu de ce qui vient d’être dit, il est probable que celles situées à l’intérieur du solvus, correspondant majoritairement à des olivines peu magnésiennes, soient des mixtes entre une partie alumineuse abondante et une partie ferrique peu abondante et non observée pour les grains analysés.
Le Mg# des spinelles est comparé à celui de la phase hote : olivine ou clinopyroxène (Fig. 20). Comme montré par Jamieson et Roeder (1984), l’équilibre Mg ↔ Fe2+ entre spinelle et silicate (olivine) dépend fortement de la composition du spinelle et de la température. Plus le spinelle est chromifère et ferrique, plus le Kd ((Mg/Fe)hote/(Mg/Fe)sp) est élevé. De la même manière, le Kd augmente lorsque la température diminue. A haute température, le Kd est proche de 1 pour les spinelles alumineux. En distinguant, les spinelles en fonction de leur Al#, on note que le Kd est d’autant plus élevé que le Al# est faible, et que même pour les spinelles très alumineux, il s’écarte significativement de 1.
Les clinopyroxènes
Les cristaux de clinopyroxène sont souvent des objets complexes composés de plusieurs générations se développant l’une sur l’autre. De nombreux cristaux apparaissent composés de deux parties : un coeur brun et une périphérie verdâtre de compositions distinctes. Ces deux types de pyroxènes existent aussi en cristaux indépendants. Ils seront décrits séparément.
Les coeurs, bruns à incolores, montrent une succession oscillatoire de nombreuses zones très automorphes et concentriques caractéristiques d’une croissance en milieu magmatique, possèdent un fort caractère dispersif et polarisent dans des teintes bleutées. Ils apparaissent précoces, bien qu’au moins en partie postérieurs à l’olivine qu’ils contiennent en inclusions. Ils contiennent également des grains de spinelles alumineux, ou chromifères (voir la partie précédente sur les spinelles), et parfois de petits cristaux tabulaires de plagioclase An70 accolés parallèlement aux zones de croissance.
Certaines zones de croissance apparaissent grisées ou turbides par la présence de très nombreuses lamelles de titano-magnétite disposées selon deux directions dans le plan de symétrie du pyroxène (Fig. 21). Cette disposition suggère qu’il s’agit d’exsolutions. Grapes (1975) décrit dans des titanaugites de Blue Mountain Complex (Nouvelle-Zélande) dont la composition chimique est très proche de celle des coeurs bruns de clinopyroxène du Messum, des exsolutions très semblables, mais d’ilménite.
Dans les gabbros tholéïtiques du Messum, les clinopyroxènes semblent presque opaques à cause de la grande abondance de telles lamelles de titano-magnétite. Renne et al. (2002) expliquent leur formation par l’oxydation accompagnant le refroidissement des roches. Mais d’autres explications peuvent être avancées. En effet, ces magnétites ne sont pas systématiquement observées dans les pyroxènes de par le monde. Dans l’intrusion stratifiée de Kiglapait (Labrador), autre massif alcalin, Morse et Ross (2004), s’appuyant sur les travaux expérimentaux de Kushiro (1972) et Longhi (1987), expliquent ces exsolutions par la démixion d’une solution solide partielle entre clinopyroxène et olivine formée à haute température, sans doute accompagnée là aussi d’une oxydation.
Le plagioclase
Le plagioclase toujours automorphe et généralement fortement zoné apparaît sous la forme de cristaux tabulaires millimétriques (Fig. 30). Il est clairement postérieur à l’olivine.
Cependant, la position de son liquidus par rapport à celui du clinopyroxène brun est difficile à définir. Localement, ce clinopyroxène contient des lattes de plagioclase (An70) disposées parallèlement aux zones de croissance. Sur cette base, il nous paraît que le plagioclase calcique est au moins en partie contemporain du clinopyroxène alumineux. Ses rapports avec l’amphibole et la biotite sont moins clairs. Néanmoins, dans la plupart des roches, il est précoce par rapport à ces minéraux. Comme indiqué plus haut, il précède toujours le pyroxène vert et la néphéline.
Le domaine complet de composition court de An90 à An20. Mais les compositions An>75 sont peu nombreuses et limitées à quelques coeurs automorphes, à faible gradient de composition (Fig. 31a). Les compositions peu anorthitiques An<40 et légèrement potassiques se limitent à des bordures étroites à fort gradient de composition (Fig. 31b et Fig. 31c). On observe une faible densité d’analyses aux environs de An40 entre les domaines calciques zonés et les bordures. La zonation est généralement normale et relativement régulière (Fig. 31a). On est donc amené à proposer que les premiers plagioclases à cristalliser avaient une composition proche de An70. Les compositions plus calciques sont alors à considérer, même si il est difficile de le démontrer, comme des xénocristaux. Le terme de xénocristal n’exclut pas le fait qu’il puisse s’agir d’un cristal magmatique, il est utilisé pour indiquer que le cristal n’est pas en équilibre avec le milieu dans lequel il se trouve.
Les teneurs élevées en anorthite du plagioclase sont en phase avec celles rapportées pour d’autres théralites ou roches affiliées : An68 (Otago, Nouvelle-Zélande), An65 (Madère), An70 (Lugar Sill, Ecosse), An64 (Tahiti)(Henderson et Gibbs, 1983).
L’amphibole
L’amphibole brune et fortement pléochroïque présente deux types de relation avec les autres minéraux (Fig. 38). La plus caractéristique des théralites est son association avec les clinopyroxènes bruns sur lesquels elle se développe en taches ou fines lamelles dans les zones périphériques. Dans ce cas, les axes c des deux structures sont confondus. Comme indiqué plus haut, elle est elle-même remplacée par un pyroxène vert, mais elle forme également des cristaux indépendants (01-M-26, 01-M-27), il n’est pas rare qu’ils soient associés à la biotite.
La cristallisation de cette amphibole se fait donc entre les deux épisodes à clinopyroxène : le brun puis le vert.
Les formules structurales calculées selon la méthode proposée par Leake (1997) ne contiennent pas ou peu de fer ferrique (Tableau 6). Comme montré par les Fig. 39a et Fig. 39b, cette amphibole n’est pas significativement zonée, sa composition est très bien définie. Il s’agit d’une pargasite titanifère. Les faibles valeurs en silicium ne peuvent être interprétées par une substitution de type Tschermak vers la sadanagaite (Fig. 39b). L’étalement relatif de Si (Fig. 39) correspond sans doute à l’incertitude de mesure de SiO2. Une incertitude de 1% absolu sur SiO2 introduit une incertitude de 0.15 Si par formule structurale. Le très faible intervalle de variation de composition de l’amphibole suggère qu’elle s’est formée dans des conditions très restreintes de température, pression, et peut-être chimique. Son caractère presque « idéal » plaide pour des conditions proches des limites de son domaine de stabilité(Boyd, 1959). Il faut cependant garder à l’esprit que le titane présent peut conduire à une réduction de cette température.
La biotite
La biotite généralement fortement pléochroïque brune à rouge, montre les mêmes rapports que l’amphibole avec les autres phases minérales et est souvent associée à celle-ci.
On la trouve en taches dans les clinopyroxènes (Fig. 40a) et en cristaux indépendants. Parfois, comme dans l’échantillon 01-M-23, elle apparaît massivement en petits cristaux en fond de lame (Fig. 40b). Elle forme communément des auréoles autour des titano-magnétites.
Commune dans les théralites, spécialement dans les échantillons 05-M-25 et 05-M-26, son abondance semble anti-corrélée à celle de la pargasite. Elle est donc postérieure à l’olivine, au pyroxène brun et sans doute au plagioclase. Elle est antérieure au pyroxène vert et à la néphéline. Comme l’amphibole, elle est peu zonée, les coeurs et bordures des phénocristaux ayant des compositions très similaires (Fig. 41).
Les analyses apparaissent toutes déficitaires essentiellement en cations interfoliaires.
Avec plus de 2.7 cations octaédriques, elle est proche de la situation trioctaédrique (Tableau 7). L’aluminium est uniquement présent sous forme tétraédrique, l’excès d’aluminium tétraédrique reste très faible. Il semble uniquement compensé par Ti. Quelques biotites se distinguent cependant par leur composition. Dans l’échantillon 01-M-26, elles contiennent jusqu’à 5% de BaO (Tableau 7, n°1, 4 et 5) et sont associées à un plagioclase potassique légèrement barrique et en patchy zoning décrit plus haut. Dans les autres échantillons, elles sont dépourvues de baryum. La théralite 01-M-27 contient des biotites nettement plus magnésiennes (0.60<Mg#<0.75) que les autres (0.55<Mg#<0.60).
Quand elle apparait en tache dans le clinopyroxène, la biotite a la même composition qu’en phénocristaux (Tableau 7, Fig. 31). Ces deux types de biotites sont équivalents, comme le sont les différents types de pargasite.
Les biotites en auréoles autour des oxydes sont moins riches en fer et plus siliceuses : elles sont tardives, tout comme celles des auréoles de déstabilisation de l’olivine. Cesdernières, de teinte verte, sont très pauvres en titane (Tableau 7, n°16 et 17). Leur composition indique de basses températures de formation.
Les minéraux ferromagnésiens
Dans les essexites, le ferromagnésien dominant est la pargasite, au contraire desthéralites dans lesquelles il y a peu de pargasite et beaucoup de clinopyroxène alumineux et d’olivine. L’olivine, et le clinopyroxène alumineux sont réduits à l’état de reliques entourées soit de pargasite, soit d’un clinopyroxène vert peu alumineux. Ce dernier se développe massivement sur la pargasite et en cristaux indépendants. La biotite régresse nettement.
L’olivine est absente ou isolée de la paragenèse. Elle apparait en très rares reliques ceinturées de pargasite et souvent déstabilisée en un agrégat à diopside, phlogopite et magnétite (Fig. 51). Les reliques indiquent des compositions proches de Fo60. Les agrégats globuleux à diopside, phlogopite et magnétite sont ici plus abondants que dans les théralites.
Aucun spinelle n’a été observé.
Comme l’olivine, le pyroxène brun est isolé de la paragenèse par une auréole de pargasite ou de pyroxène vert. Il est peu abondant. Il est indifférentiable de celui des théralites avec 7 à 11% de Al2O3, 1 à 3% de TiO2 et un Mg# compris entre 0.80 et 0.65 (Fig. 52, Tableau 15). Le pyroxène vert se distingue très bien du pyroxène brun avec moins de 4% de Al2O3, et 1.5% de TiO2 au maximum. Il évolue faiblement par rapport à celui des théralites, son Mg# avoisine 0.60 (Fig. 52, Tableau 15).
Les feldspaths et la néphéline
Comme ceux des théralites, les plagioclases des essexites couvrent une large gamme de composition : An90 à An20 (Fig. 58). Cependant, le spectre des compositions se décale vers les plagioclases acides comme l’indique une diminution significative des analyses de plagioclase calcique. Les cristaux peuvent communément être divisés en trois zones (Fig. 56 et Fig. 57) :
· Des coeurs relativement calciques (An>65) et automorphes qui sont probablement des reliques d’un stade antérieur, au même titre que les clinopyroxènes bruns alumineux.
· puis des bordures très zonées (An65 à An45).
· et enfin une surcroissance optiquement très homogène peu calcique (moins de An45) et non automorphe.
Les limites entre ces zones sont très nettes avec des changements rapides en anorthite et orthose (Fig. 57). La limite entre les zones internes et la zone externe y apparait nettement sous la forme d’un trou de composition. Ce trou de composition correspond au minimum de densité d’analyse rapporté dans les théralites. Ainsi la bordure pauvre en anorthite est nettement enrichie en orthose (jusqu’à 4%) par rapport aux autres zones plus centrales dans lesquelles la proportion d’orthose est inférieure à 1%.
Roches particulières associées
Il est possible de rattacher aux essexites par leur minéralogie deux roches particulières à fort caractère cumulatif, ce sont des hétéradcumulats (Wager et al., 1960). Nous avons différé leur description car elles fournissent des informations importantes sur les conditions d’évolution et la réaction décrite plus haut entre amphibole, plagioclase et liquide.
La première apparaît en éléments de brèches cimentés par une syénite à sodalite sur les collines 1 et 4 (Fig. 60a) (Echantillons 01-M-35c, 05-M-02, 05-M-38b, 05-M-39c, 05-M-48).
La seconde en blocs sur la colline 2 présente un litage net avec une alternance de lits clairs à plagioclases et sombres à amphibole et pyroxène alumineux (Fig. 60b), tachetés de cristaux sub-rectangulaires sombres correspondant à de grandes néphélines contenant de spectaculaires intercroissances radiales de clinopyroxène vert (Fig. 60c)(Echantillons 05-M- 21a et 05-M-21b, au même endroit). La faible étendue de ces cumulats indique qu’ils ne se sont pas structurés où nous les observons.
Ces roches sont clairement différentes, la première a été remobilisée à l’état solide comme le montre son état bréchique. Elles se distinguent également par les variations chimiques de leurs minéraux et les relations entre ces minéraux.
Le clinopyroxène (Fig. 61), la pargasite (Fig. 62), le plagioclase en lattes zonées entre An70 et An40 avec des bordures atteignant An20 des cumulats lités sont identiques pour leurs compositions et leurs relations à leur équivalent dans les essexites décrites plus haut. On y reconnait les mêmes symplectites entre amphibole et plagioclase pour des compositions similaires du diopside et de la néphéline produits. Ce sont donc des essexites.
Les feldspaths et feldspathoïdes
L’évolution la plus importante entre les essexites et les syénites se fait incontestablement dans les feldspaths, avec le développement du feldspath alcalin dont le statut ne pose plus de problème, et la disparition du plagioclase.
Dans les syénites à plagioclase, le plagioclase est un oligoclase à une andésine (An15 à An35), quelques compositions riches en anorthite des coeurs correspondent à des reliques de stades antérieurs (Fig. 71, Tableau 22). Ce plagioclase sodique est en équilibre avec un feldspath alcalin compris entre Or50 et Or70 (Fig. 71). Bien que les compositions soient relativement étalées, on note que la composition des feldspaths alcalins et celles des plagioclases évoluent parallèlement avec un enrichissement simultané en sodium des deux minéraux (Fig. 71).
Dans les syénites à néphéline, les rares plagioclases sont en relique dans le feldspath alcalin qui semble s’enrichir en albite. Le plagioclase le plus acide est voisin de An10. Les compositions à en dessous de An10 sont toutes obtenues sur feldspath alcalin. Nous avons ici l’expression du ‘‘plagioclase effect’’ de Bowen (1945). Les analyses de feldspath alcalin sont très dispersées (Fig. 71, Tableau 22). Cette dispersion est due à une démixtion plus ou moins avancée (Fig. 72). Dans les syénites, il est donc difficile de s’assurer de la signification d’une analyse de feldspath alcalin. Les analyses trop proches du pôle orthose ou au-delà de la composition du minimum thermique des feldspaths alcalins autour de Or35 sont considérées comme celles de cristaux démixés.
Les phases minérales accessoires
A coté des phases principales, ces roches contiennent de nombreux autres minéraux accessoires dont certains n’ont jamais été décrits dans le Messum et présentent un intérêt de premier ordre pour l’interprétation de ces roches.
· La wohlérite : Ce minéral rare de la famille de la cuspidine, n’a été reconnu que très récemment dans l’échantillon 05-M-06b sous forme de cristaux automorphes (Fig. 82). Il n’a pas pu être analysé à la microsonde. Sa formule calculée à partir du spectre EDS obtenu au MEB (Fig. 83) serait proche de Na4Ca8Zr2Nb2(Si2O7)4(O,OH,F)8. Le spectre suggère une faible teneur en Ti, Fe et Mn sans toutefois qu’ils soient absents. En comparant ce spectre avec celui d’un autre minéral de la même famille trouvé et analysé à la sonde dans une roche peralcaline du Messum, on constate que ces deux minéraux sont très proches (Fig. 83).
Le minéral est ici en partie déstabilisé en une association à pyrochlore peu titanifère, silicate de zirconium : pétarasite (Na5Zr2Si6O8(Cl, OH), 2H2O), calcite, clinopyroxène et zircon. Cette association sera à comparer à celle trouvée autour d’un autre minéral du même groupe, la hiortdahlite (dans la syénite peralcaline décrite au paragraphe F), dont la décomposition donne de la baddeleyite au lieu du zircon, et de la fluorine au lieu de la calcite.
Notons que l’apparition du zircon est exceptionnelle dans la série à néphéline. Il n’a été observé que dans ces produits de déstabilisation.
La wohlérite est un minéral typique des roches agpaïtiques c’est-à-dire fortementperalcalines, et même des carbonatites (Mariano et al. 1989, Keller et al. 1995, Johnsen et al. 1999, Bellezza et al. 2004). Elle confirme le caractère peralcalin de l’évolution observée.
Cependant, sa déstabilisation suggère que le système évolue aux limites de stabilité du minéral. Selon Mitchell (2005), ces minéraux seraient stables pour des activités de SiO2 correspondant à la stabilité de la titanite. Dans cet échantillon, la titanite n’a pas été identifiée, mais est présente dans de nombreuses autres roches voisines. Pour Carmichael et al. (1970), la titanite n’est pas stable dans les roches dépourvues de feldspath au profit de la pérovskite. Le zircon est stable pour une activité de la silice légèrement plus élevée de 0.2 à 0.1 unités log (Barker, 2001). Du point de vue de l’activité en silice, il semble que le milieu soit proche des carbonatites (Barker, 2001).
· Le pyrochlore : Des niobiates du groupe des pyrochlores ont été observés dans l’échantillon 05-M-34 où ils apparaissent sous forme de petits cristaux automorphes. Ils se situent à la limite entre une zone à grains fins et une zone pegmatitoïde (Fig. 75). Ils pourraient donc être liés à une circulation tardive de fluides. Leur statut est difficile à définir car des niobiates sont également présents dans les syénites à quartz en inclusion dans le quartz. Les analyses disponibles sont répertoriées au Chapitre III avec ceux des syénites à quartz pour comparaison (Tableau 42). Notons ici qu’ils sont riches en Zr et Th, sans doute en relation avec le fait que le zircon est absent de ces roches et que Zr et Th ont donc un comportement très incompatible. Pyrochlore et wöhlérite sont des minéraux coexistant souvent dans les carbonatites ou les roches silicatées associées (Mitchell, 2005).
· Des minéraux tardifs d’altération : De nombreux minéraux tardifs d’altération hydrothermale poussent, soit dans des vacuoles, soit au détriment des silicates : calcite, dawsonite (01-M-32b, 01-M-37a, 05-M-34), ankérite (01-M-37a), sidérite (01-M-37a, 05-M-34), analcime formant des plages bordées d’albite, et cancrinite (01-M-37a). La muscovite se développe parfois en petits cristaux aux dépens du feldspath.
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Table des matières
Chapitre I – Présentation du Messum
A – Contexte géologique
B – Rappels des travaux sur les complexes mixtes basiques et différenciés
1 – Le complexe d’Okenyenya :
2 – Le Messum :
C – Problématique du Messum
Chapitre II – Les roches à néphéline
A – Les théralites
1 – L’olivine
2 – Les spinelles
3 – Les clinopyroxènes
4 – Le plagioclase
5 – L’amphibole
6 – La biotite
7 – La néphéline
B – Les basanites
1 – Les minéraux ferromagnésiens
2 – Les feldspaths et la néphéline
C – Les essexites
1 – Les minéraux ferromagnésiens
2 – Les feldspaths et la néphéline
3 – Roches particulières associées
D – Les syénites à néphéline
1 – Les minéraux ferromagnésiens
2 – Les feldspaths et feldspathoïdes
3 – Les phases minérales accessoires
E – Les syénites à sodalite
1 – Les minéraux ferromagnésiens
2 – Les feldspaths et les feldspathoïdes
3 – Les phases minérales accessoires
F – Syénite peralcaline
1 – Les minéraux ferromagnésiens
2 – Les feldspaths et les feldspathoïdes
3 – Les phases minérales accessoires
G – Les néphélinites à olivine
1 – Les phénocristaux
2 – La mésostase
Chapitre III – Caractérisation minéralogique des roches à quartz
A – Les syénites à quartz : description pétrologique
1 – Les minéraux ferromagnésiens
2 – Les feldspaths
3 – Les phases minérales accessoires
B – Problème de la variabilité chimique des sorosilicates accessoires
1 – Chimie et Cristallochimie des chevkinites
2 – Composition obtenues sur les grains de type chevkinite
Chapitre IV – Relations entre les différentes roches
A – Relations entre les roches à néphéline
1- Les roches basiques à l’origine des roches à néphéline
1-a : Les théralites
1-b : Les basanites
1-c : La néphélinite à olivine
2 – Variations chimiques des roches à néphéline
3 – Evolution minéralogique
3-a : Les réactions minéralogiques sans le potassium
3-b : l’effet plagioclase
3-c : Disparition de l’amphibole
3-d : Le potassium
3-e : Evolution Chimique de la néphéline
4 – Une ou deux évolutions sous-saturées en silice
B – Relations entre les roches à quartz et à néphéline
1 – Possibilité de franchir la barrière
2 – Arguments géochimiques en faveur de la contamination
3 – Traces minéralogiques d’une contamination
4 – Autre lien possible que la contamination
Conclusions générales
Bibliographie
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