Mise en évidence de cordiérite héritée des terrains traversés dans le pluton granitique des Oulad Ouaslam (Jebilet, Maroc)

Mise en evidence de cordiCrite hCritCe des terrains traversCs dans le pluton granitique des Oulad Ouaslam (Jebilet, Maroc)

JACKY BOULOTON Universitt! Blaise Pascal, Dt!partement des sciences de la Terre, 5, rue Kessler,

63038 Clermont-Ferrand CEDEX, France

R e ~ u le 4 avril 1991 Rtvision acceptCe le 21 novembre 1991

Dans les granites, la formation de la cordiCrite reEve de processus variCs, et plusieurs types de cristaux s'observent, le cas CchCant, au sein d'un m&me massif. C'est le cas, par exemple, du pluton superficiel des Oulad Ouaslam, au Maroc. On y reconnait trois types ~Ctrographiques distincts de corditrite, correspondant chacun 2 une origine differente : des corditrites hCritCes, des cordiCrites magmatiques et des cordikrites tardives, en tquilibre avec une phase fluide riche en eau. Les premikres sont les plus intkressantes des trois : elles se reconnaissent 2 leurs inclusions de spinelle (hercynite pauvre en zinc) et rtsultent de la dCsagrCgation d'enclaves hyperalumineuses qui correspondent soit 2 des rtsidus de fusion, soit 2 des mate- riaux rkfractaires. Les donnCes thermobaromCtriques indiquent que ces enclaves se sont Cquilibrees aux environs de 750°C et 3,5 kbar (350 MPa). Ces conditions correspondent, selon toute apparence, 2 leur incorporation dans le magma granitique, et 2 l'tpisode de fusion qui en rksulte. Les enclaves hyperalumineuses, et par extension les cordiCrites htritCes, ne proviennent donc pas de la rCgion source du granite. Ce sont les restes de xCnolites collectCs par le magma au cours de son ascension, et en partie digCrCs; il s'agit, par constquent, de vtritables rCsidus de l'assimilation des terrains traverses. Ces rCsidus montrent, au moins ponctuellement, la rCalitC d'un processus qui n'avait jamais t t t ~Crieusement argument6 auparavant sur le plan pCtrographique.

Cordierite, a quite common mineral in granitic rocks, originates from various processes; many types of crystals can be found in a given massif. The high-level Oulad Ouaslam pluton, in Morocco, displays cordierites of three different origins. Primary magmatic crystals, as well as later ones, grown in equilibrium with a water-rich fluid phase, are readily distinguish- able from inherited metamorphic cordierites. The latter, which are characterized by numerous spinel (Zn-poor hercynite) inclusions, are the most interesting. They originated from the disaggregation of peraluminous enclaves, which either represent refractory assemblages or solid products of incongruent melting reactions. Thermobarometric data indicate that these rocks equilibrated at about 750°C and 3,5 kbar (350 MPa). These values are believed to represent the conditions under which the rocks were enclaved, and of the resulting partial melting event. Peraluminous enclaves, and thus inherited cordierite, are not derived from the source region of the granite. They are partly digested pelitic xenoliths, picked up by the ascending magma. Therefore, they represent true relicts of assimilated rocks. Among the possible mechanisms of cordierite formation, contamination of the magma by aluminous rocks is a classical one. However, no clear textural evidence of the process has ever been presented in the literature. The Oulad Ouaslam pluton provides such evidence and thus confirms, at least locally, the validity of this hypothesis.

Can. J. Earth Sci. 29, 658-668 (1992)

Introduction La cordiCrite, minCral courant des roches mCtamorphiques,

s'observe Cgalement dans certains granito'ides. Elle caractkrise les types hyperalumineux (strongly peraluminous) au sens de Miller (1985) et passe en gCnCral pour tkmoigner de la nature ~Cdimentaire de la source (White et al. 1986). Mais l'origine exacte du minCral, en fait, est loin d'Ctre toujours claire. L'essentiel du dkbat peut se rksumer par une question simple : s'agit-il d'un produit magmatique ou d'un rCsidu mCtamor- phique? Les mtcanismes qui conduisent B la formation de cor- diCrite s'inscrivent tous dans cette alternative. On regroupera ainsi sous la rubrique * cordiCrite magmatique * : celle qui cristallise directement B partir d'un liquide silicatC (Abbott et Clarke 1979; Clemens et Wall 1981), celle qui apparait dans les pegmatites (Heinrich 1955), de mCme que la cordiCrite tardive, hydrothermale (Dupraz 1983; Didier et Dupraz 1985; Weber et al. 1985). Toutes ces variCtCs sont le rCsultat, direct ou indirect, de la cristallisation d'un magma. La cordiCrite peut aussi se former par reaction entre le magma et un minCral preexistant, lequel peut aussi bien correspondre B un xenocris- tal qu'h un phknocristal prCcoce (Birch et Gleadow 1974; Flood et Shaw 1975; Weber et al. 1985). Mais, dans les deux cas, la cordiCrite doit @re logiquement comptte avec les minCraux magmatiques. A ces varittks, on opposera les cor-

diCrites mktamorphiques, qui reprksentent soit des restites hCritCes de la zone de fusion partielle (Flood et Shaw 1975; Green 1976; White et Chappell 1977), soit des reliques de l'assimilation par le magma de cornkennes alumineuses (Brammall et Harwood 1923).

Plusieurs types de corditrite peuvent coexister dans un mCme massif (Didier et Dupraz 1985; Maillet et Clarke 1985; Weber et al. 1985). Les compositions chimiques des cor- diCrites des granito'ides etant souvent trbs proches, la distinc- tion repose essentiellement sur des critbres pCtrographiques. Les exemples B peu prbs dCpourvus d'arnbigu'ite sur le plan textural revCtent donc un intkret kvident. C'est le cas du pluton granitique des Oulad Ouaslam, au Maroc, ou trois types distincts de corditrite se reconnaissent en lame mince. Cet article discute l'origine de chacun d'eux, mais s'attarde sur le cas des cristaux rtsiduels, qui sont assez clairement hCritCs des terrains traversks.

La granodiorite des Oulad Ouaslam La granodiorite des Oulad Ouaslam affleure sur 200 km2

environ dans le chainon hercynien des Jebilet, immkdiatement au nord de Marrakech (fig. 1). La synthbse des travaux ~Ctrographiques recents (Chemsseddohah 1986; RosC 1987; Bensalah 1989) montre qu'il s'agit, pour l'essentiel, d'un

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FIG. 1. Localisation : place du granite des Oulad Ouaslam dans un schCma gCologique d'ensemble de la Meseta marocaine. 1, avant- pays prksaharien; 2, formations hercyniennes; trajectoires de schisto- sit6 (traits) et vergence gCnCrale (flbches) pour les unit& palCozoi'ques les plus dCform6es; 3, plutons carboniferes; 4, cisaillements ductiles carboniferes; J et R dCsignent les massifs des Jebilet et des Rehamna, MC le Massif central (plateau central) marocain.

massif de granodiorite B biotite-corditrite, B tendance por- phyro'ide (fig. 2). Dans le dttail, les compositions modales dtbordent tbutefois sur le champ des monzogranites (fig. 3). Deux varittts dtpourvues de corditrite jouent un r61e acces- soire : une granodiorite isogranulaire B microcline interstitiel, qui correspondrait B des injections tardives (Rost 1987), et un facibs tonalitique qui apparait ponctuellement B la bordure nord-ouest du massif (Bensalah 1989). Quelques filons de leucogranite, enfin, recoupent la masse principale de la granodiorite. Celle-ci correspond, chimiquement, B un magma peralumineux typique, avec un rapport AICNK moyen de l'ordre de 1,25 et une teneur en corindon normatif qui varie de 1,7 B 3,2% (Bensalah 1989).

Structuralement, il s'agit d'un pluton superficiel, intrusif dans des formations visto-namuriennes anchizonales B l'est, un peu plus mttamorphiques B l'ouest (Huvelin 1977). L'aurtole thermique est bien marqute, puisque les conditions au contact atteignent le facibs des corntennes B pyroxbne. L'association dtveloppke dans les mttaptlites comporte du Qtz + Kfs + Bt + Crd + And + Sil + P1 (abrtviations d'aprbs Kretz 1983); la sillimanite en aiguilles se forme aux dtpens de la biotite. Cette association correspond B l'tquilibre divariant Qtz + Bt + And = Kfs + Crd + vapeur; la coexistence And -Kfs montre que cet assemblage, dans l'espace P- T, est situt en dessous (ou au niveau) de l'intersection de la courbe And-Sil avec la reaction Ms + Qtz = Kfs + And + vapeur. Si l'on utilise les donntes d'Holdaway (1971), ceci indique une pression maximale de 2,2 kbar (1 kbar = 100 MPa), et donc une profondeur inftrieure ou tgale B 8 km. L'Age radio- mttrique de mise en place de la granodiorite (isochrone Rb-Sr sur roches totales) est de 327 f 4 Ma, celui des leu- cogranites de 295 f 15 Ma (Mrini et al. 1992).

FIG. 2. Carte gblogique schkmatique du pluton granitique des Oulad Ouaslarn, simplifike d'aprbs Bensalah (1989). 1, VisCo-Namurien; 2, tonalite; 3, granodiorite (A, facibs sombre B gros grain, a riche * en biotite; B, facibs clair B grain moyen, K pauvre w en biotite; C, facibs clair B grain fin); 4, leucogranite; 5, greisen; 6, Trias.

FIG. 3. Compositions modales des diffkrentes variCtCs de granites et d'enclaves reportees dans un diagramme QAP. Cercles pleins, facibs granitiques i cordikrite; cercle vide, facibs tonalitique; Ctoiles, enclaves microgrenues sombres; triangle, enclave dioritique. Synthkse des don- nCes de RosC (1987) et de Bensalah (1989).

La nature de ses enclaves conduit B ranger ce massif dans la catkgorie des granites de type M, selon la classification de Didier et al. (1982). Deux types d'enclaves en effet coexis- tent : d'une part des roches microgrenues sombres de composition tonalitique (Rosk 1987; Bensalah 1989), d'autre part des xtnolites essentiellement alumineux et ferromagntsiens (silicates d'alumine, corditrite, grenat, spinelle, biotite, felds- paths). Si les premibres ont une rtpartition homogbne, les seconds sont nettement plus abondants dans la moitik orientale du massif (Bouloton et al. 1991).

En rtsumt, par sa mintralogie (biotite-cordikrite, ilmt- nite), son chimisme (AICNK > 1) et son niveau de mise en place, le massif des Oulad Ouaslam apparait comparable aux granites de type S, au sens ttroit du terme (White et al. 1986). ~outefois la-prtsence d'enclaves basiques montre que la source n'est sans doute pas purement crustale et mttastdimen- taire. Les donntes isotopiques du strontium et du ntodyme

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FIG. 4. (A) Section polie de granite, montrant des cristaux de cordierite rCsiduelle (type A) de grande taille et des petits cristaux subautomorphes de corditrite magmatique (type B). (B) Corditrite (CRD) automorphe de type B, d'origine magmatique. Nicols croisCs. (C) Associa- tion de type graphique entre le quartz (QTZ) et la cordierite tardive. Nicols croists. (D) Amas d'aiguilles de sillimanite (SIL) et grains align& de spinelle (SPL) dans une cordiCrite de type A. Nicols parallkles.

confirment la participation de mattriel profond, d'origine exemples identifiables correspondent B des nodules globulaires mantellique, avec des Sri inftrieurs B 0,705 et des EN* sup6 (fig. 4A). Leur diambtre peut atteindre 2 cm, si l'on compte rieurs B - 1,3 (Mrini 1985). une enveloppe de biotite qui se forme apparemment B leurs

dtpens. En dehors des roches mttamorphiques, on connait des La cordikrite dans le granite des Oulad Ouaslam : donnkes corditrites de ce type, inclusions de spinelle, dans certaines

pktrographiques laves acides (Clemens et Wall 1984). La corditrite est frtquemment alttrte en pinnite (Marchand

et al. 1982; Haslam 1983) ou en micas blancs. Les critkres de texture permettent sans ambigu'itt d'en distinguer trois types :

(i) La corditrite de type A : Quelles que soient sa taille et sa forme, elle se reconnait facilement au microscope, grgce B ses inclusions. Elle est en effet parsemte de nuages d'aiguilles de sillimanite et de grains de spinelle alum?neux vert formant, le cas Cchtant, des alignements (fig. 4D). A l'oeil nu, les seuls

(ii) La corditrite de type B : ~ac;osco~i~uement , elle correspond B de petits (1 -5 mm) prismes subautomorphes aux arCtes arrondies (fig. 4A); les cristaux parfaitement rtguliers semblent tout B fait exceptionnels. Ces observations se confirment en lame mince : la morphologie de la corditrite est gtntralement globulaire, mais il arrive parfois que ses contours soient pratiquement rectangulaires (fig. 4B). Son allure est alors comparable B celle des corditrites rtputtes magma-

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tiques des granites de Strathbogie (fig. 3d dans Phillips et al. 1981) ou d'Huelgoat (fig. 5 dans Georget et Fourcade 1988). La corditrite de type B ne contient jamais d'inclusions alumineuses; en revanche, il existe de petits cristaux globulaires inclus dans la biotite ou dans le plagioclase. I1 s'agirait donc d'un minCral prtcoce dans l'histoire de la cristallisation.

(iii) La corditrite de type C : Elle correspond B des cristaux associCs au quartz dans une structure de type graphique. Ses contours ont des formes lobCes, mais gComCtriques (fig. 4C). Elle est limpide, et ne montre pas d'inclusions rtfractaires. Elle apparait de fagon trbs sporadique, au niveau de petites a poches * enrichies en quartz, plus rarement en quartz et mus- covite. Contrairement B la corditrite de type B, celle de type C apparait donc tardive dans l'histoire de la cristallisation. Dans ces poches, le plagioclase (An20-35) est abondant, mais le feldspath potassique n'est jamais reprtsentt. On distingue dans le dttail deux stades de cristallisation au sein de ces associations : un stade prCcoce oh se forment biotite et plagioclase, et un stade tardif oh le quartz remplit les vides, seul ou accompagnt de cordiCrite.

La proportion modale de cordiCrite varie de 0,5 % B l'ouest du massif B plus de 3% a l'est (Bensalah 1989). Pour autant qu'on puisse en juger, la forme la plus courante est la cor- diCrite de type B; celle-ci semble rCpartie de fagon homogbne B l'tchelle du massif. Le type C est trop rare pour que l'on ait une idte prtcise de sa distribution. Quant B la corditrite de type A, on la trouve parfois en plein coeur du pluton, mais elle abonde surtout prbs de son extrCmitC orientale. C'est justement dans cette partie, qui correspond au toit du massif (Chemsseddohah 1986), que les enclaves hyperalumineuses sont les plus nombreuses (Bouloton et al. 1991). I1 existe donc une relation claire, sur le plan spatial, entre la richesse en cor- diCrite du granite, et plus sptcialement la cordiCrite de type A, et les xCnolites hyperalumineux.

I Donnkes chimiques sur la cordikrite et le spinelle Les compositions chirniques des trois types de corditrite sont

reportkes au tableau 1. Celui-ci appelle deux remarques essen- tielles : (i) Les trois varittts de cordikrite ont des rapports Mg/(Mg + Fe) trbs comparables (0,53 < XMg < 0,56). Aucune discrimination, sur ce plan, n'est donc possible. (ii) Les corditrites de type C sont enrichies en Na20 par rapport aux deux autres types, et en particulier par rapport B la cordikrite de type B (1,56 au lieu de 0,22 en pourcentage de poids) .

A titre de comparaison, nous avons illustrC Cgalement, au tableau 1, une corditrite d'enclave hyperalumineuse, riche en inclusions de spinelle, et une cordiCrite de l'aurtole de contact. La premibre a un rapport Mg/(Mg + Fe) comparable B celui des corditrites du granite (0,51); la seconde est un peu moins magntsienne (0,41). On doit noter que cette dernihe, en dtpit d'une origine mktamorphique indiscutable, ne se distingue pas vraiment des cordiCrites des granitoides. La compi- 1 lation de Clarke (1981) montre en effet que celles-ci ont des XMg compris entre 0,39 et 0,60. Enfin, d'un point de vue pra-

I tique (thermobaromttrie), il faut souligner que toutes ces corditrites contiennent des fluides (0,5 - 2,5 % en poids).

Aucune difftrence sensible n'apparait entre les inclusions de spinelle de la cordiCrite de type A et celles de l'enclave de cor- diCritite (tableau 2). Dans les deux cas, le spinelle est riche en hercynite (83,7 et 85,6 en pourcentage de moles) et trbs pauvre en gahnite (ZnO < 1,5% en poids). La teneur en

magnttite, estimCe d'aprbs la stoechiomCtrie, est faible (0,5 et 3,2 % en moles).

Signification pCtrogCnCtique de la cordikrite Sur la base de critbres essentiellement morphologiques, une

origine magmatique a CtC proposCe pour la cordiCrite du granite des Oulad Ouaslarn (Chemsseddohah 1986; Bensalah 1989). Les donnCes prCcCdentes montrent en fait qu'il en existe trois varittCs. La corditrite de type C correspond h une Ctape tardive de 1'Cvolution du magma, pegmatitique ou hydrothermale. C'est ce qu'indiquent les textures, aussi bien que l'existence de l'assemblage Crd - Qtz - Ms. Dans la mesure oh le plagioclase et la biotite associts h la corditrite ne montrent aucune figure de corrosion, l'hypothbse hydrothermale est difficile B argumenter, et l'on adrnettra donc qu'il s'agit d'un minCral pegmatitique (Cquilibre mintraux - liquide silicatk - fluides).

A priori, l'origine de la corditrite de type B ne pose gubre de problbme. I1 s'agit en effet d'un minCral prCcoce, ayant tendance B dCvelopper des formes automorphes, ce qui suggbre une cristallisation B partir d'un liquide silicatt (Phillips et al. 1981; Georget et Fourcade 1988). Mais la forme, en toute rigueur, montre simplement que le mineral a coexist6 avec un magma; une origine restitique ne peut &tre totalement exclue d'emblte. Flood et Shaw (1975), par exemple, ont interprttk comme rCsiduelles des cordikrites parfaitement prismatiques (et dkpourvues, qui plus est, de toute inclusion). D'un point de vue plus gCnCral, on touche 18 au problbme du << modble restitique B du granite (White et Chappell 1977), largement con- troversC (Wall et al. 1987) en raison justement des difficultks h Ctablir la nature rtsiduelle des minCraux. I1 est clair, quand les minCraux sont automorphes, qu'une origine restitique doit Ctre sptcialement argumentte. Or, dans le cas des corditrites dCcrites par Flood et Shaw (1975), cette hypothbse ne semble justifiCe par aucune raison particulibre. L'hypothbse ortho- magmatique, qui correspond B la solution la plus simple, sera donc prtftrte ici.

La signification de la cordiCrite de type A passe par 1'Ctude des inclusions de spinelle alumineux. Celui-ci est un mintral courant des roches mCtarnorphiques, plus prtcisCment des mCtapClites de haut degrt. I1 coexiste avec le quartz dans des roches de trbs haute temptrature (ex., Vielzeuf 1983) et par- ticipe, dans des conditions moins extremes, B des assemblages dtficitaires en silice (Harris 1981). C'est ainsi qu'on trouve frCquemment le spinelle alumineux associt B la corditrite dans les formations migmatitiques de la catazone (Brown 1983) et dans les zones les plus chaudes des aurColes de contact (Pattison et Harte 1985; Owen 1991). En revanche, selon Clemens et Wall (1988), ce mintral n'apparait jamais en tant que phase magmatique dans les liquides saturCs en quartz; cette proposition est largement confirmke par les donnCes exptrimentales. La coexistence quartz - hercynite, dans le systbme FAS (Fe0 -A1203 -SO2), est possible B partir de 770°C (Holdaway et Lee 1977), mais des tempkratures beaucoup plus sCvbres sont requises dans le cas d'assemblages naturels. Vielzeuf et Holloway (1988) ont ainsi montrt qu'il fallait dCpasser 1050°C, B 10 kbar (1 GPa), pour voir apparaitre un spinelle (XM, = 0,5) dans le liquide de fusion (Spl + Qtz + Grt + L) d'une mCtapClite. Dans les conditions oh prennent naissance les magmas de type S, c'est-5-dire entre 800 et 900°C (Clemens et Vielzeuf 1987), la cristallisation directe de spinelle semble par consCquent exclue. Seul un

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TABLEAU 1. Composition chimique (en pourcentage) des diffkrentes variktks de cordikrite

SiO, 48,89 (0,22) 48,17 (0,54) 48,78 (0,64) 47,80 (0,51) 47,09 (0,53) TiO, 0,03 (0,04) 0,02 (0,02) 0,02 (0,02) 0,03 (0,04) 0,Ol (0,02) A1203 33,37 (0,19) 32,59 (0,27) 33,09 (0,51) 32,68 (0,27) 31,97 (0,31) FeO 9,47 (0,38) 10,55 (0,89) 8,21 (0,49) 10,38 (0,98) 12,51 (0,61) MnO 0,47 (0,16) 0,18 (0,ll) 0,44 (0,13) 0,26 (0,21) 0,34 (0,12) MgO 6,68 (0,29) 6,61 (0,48) 5,84 (0,53) 6,02 (0,77) 4,91 (0,49) CaO 0,04(0,03) 0,03(0,02) 0,03(0,02) 0,04(0,03) 0,02(0,02) Na20 0,62(0,26) 0,22(0,12) 1,56(0,22) 0,71(0,40) 0,19(0,04) K20 0,01(0,02) 0,01(0,01) 0,01(0,02) 0,03(0,04) 0,02(0,02)

Total 99,58 98,38 97,98 97,95 97,46

Si 5,005 5,008 5,057 4,999 5,014 Al(1V) 0,995 0,992 0,943 1,001 0,986 Al(V1) 3,031 3,000 3,099 3,027 3,025 Ti 0,002 0,002 0,002 0,002 0,001 Mg 1,027 1,032 0,910 0,946 0,785 Fe 0,809 0,915 0,710 0,906 1,112 Mn 0,041 0,016 0,038 0,023 0,031 Na 0,123 0,044 0,313 0,144 0,039 Ca 0,004 0,003 0,003 0,004 0,002 K 0,001 0,001 0,001 0,004 0,003

Total 11,038 11,013 11,076 11,056 11,043

x ~ s 0,56 0,53 0,56 0,51 0,41 Nombre d'analyses 12 15 17 14 10

NOTA : Les donntes reprtsentent les moyennes des analyses a la microsonde des diffkrents types de corditrite. Les nombres entre parentheses correspondent a la variance. Les analyses ont ttt realistes sur la microsonde Camebax de I'Universitt de Clermont Ferrand 11. Conditions analytiques : 15 kV, 10 nA, 10 s. Les silicates naturels ont &ti utilists comme standards et le programme de correction ZAF a kt6 appliqut. A, B et C, voir texte; D, cordierite de xtnolite (corditritite B Grt-PI); E, corditrite de corntenne. Les formules stmcturales ont it6 calculks sur la base de 18 oxygenes, en ignorant H,O.

TABLEAU 2. Composition chimique (en pourcentage) des spinelles

A B

Si022 TiO, A1203 FeO MnO MgO CaO Na,O KzO ZnO

Total

A1 Fe3+ Ti Fez +

Mg Mn Zn

Total

XM~! Nombre d'analyses

NOTA : Les donntes representent les moyennes des analyses B la microsonde des spinelles. Les nombres entre parentheses correspondent la variance. Les formules stmcturales ont Btt calculks sur la base de 32 oxygknes. A, spinelle inclus dans la cordierite de type A; B, spinelle des enclaves de corditritite.

spinelle riche en gahnite pourrait Cventuellement apparaitre (Clemens et Wall 1988), dans la mesure oh le zinc Clargit le champ de stabilitk de l'association Spl + Qtz vers les basses tempkratures (Dietvorst 1980; Monte1 et al. 1986). Les spinelles inclus dans la cordiCrite de type A sont trbs pauvres en zinc (ZnO < 1,5% en poids) et correspondent donc obligatoirement B un hCritage. La corditrite qui les englobe, quant B elle, peut aussi bien reprksenter un mintral hCritC qu'un produit de rCaction entre le magma et le spinelle rCsidue1.

I1 faut rappeler que la richesse en cordikrite, B 1'Cchelle du massif, est corrClable avec la quantitk d'enclaves hyperalumineuses. Ces xtnolites peuvent &re rangts en deux grandes cattgories (Bouloton et al. 1991). La premiere correspond i des blocs (jusqu'a 40 cm environ) plus ou moins dilacCrCs, riches en mtgacristaux de silicate d'alumine (andalousite ou sillimanite prismatique, selon le cas). Ces silicates d'alumine, qui atteignent couramrnent 6 cm sur 2 cm, se trouvent frC- quemrnent isolCs au sein du granite (fig. 5A); ils sont alors entourCs par une couronne symplectitique B cordikrite- spinelle. L'Ctude texturale montre que toutes ces enclaves, avant d'hre portCes dans le champ de la sillimanite, Ctaient dans le domaine de l'andalousite (Bouloton et al. 1991). La seconde catkgorie de xCnolites correspond B des enclaves de petite taille (5 - 10 cm de diamhtre) presque entibrement con- stituCes de cordikrite, grenat, sillimanite et spinelle en propor- tions variables (fig. 5B). Les nodules de cordiCrite de type A prtsentent de grandes analogies avec ces roches et, en particulier, avec des cordiCritites, agrkgats pluricentimCtriques dans

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Cc". GRT 0,2 IIIK

FIG. 5. Enclaves hyperalumineuses. (A) Mkgacristaux de sillimanite prismatique (SIL) isolks dans le granite. La couronne sombre correspond a une symplectite B cordikrite-spinelle. (B) Allure globale d'une enclave banale de cordikritite B grenat (GRT). La cordikrite (CRD) est ici d6pourvue d'inclusions alumineuses; les grains noirs correspondent ?i de l'ilmknite. Nicols obliques. (C) Expression micrographique de la rtaction de subsolidus : Bt + Grt + Sil = Crd + Spl + Kfs + vapeur. La biotite apparait ailleurs dans la lame, sous forme de minuscules cristaux rksiduels, aux contours arrondis. Nicols parallkles. (D) Dktail d'un mkgacristal de sillimanite prismatique, montrant des petites inclusions de spinelle et des baguettes de corindon (CRN) assocites a du plagioclase (PL). Nicols parallbles.

lesquels la cordikrite reprtsente 80% en volume. Celle-ci est paragenbse; le quartz manque totalement et la biotite, quand irrtgulibrement ponctuke de traintes d'aiguilles de sillimanite elle existe, est clairement rtsiduelle, en minuscules cristaux de et de grains alignts de spinelle vert, et son aspect est stricte- forme arrondie (XFe = 0,62-0,69 et A1203 = 18,5- 1 9 3 % ment comparable B celui des nodules de cordikrite de type A. en poids). Ceci suggbre que la corditrite, dans ces enclaves, Plagioclase (AnM -53), grenat (A1m74,5 -77, PvI6- 17, Grs2,, -4, se dkveloppe par le biais d'une rkaction qui consomme la bio- Sps3,,-,,,, en pourcentages de moles) et hypersthbne (XFe = tite. La composition chimique de cette corditrite est identique 0,57 -0,62 et A1203 < 2,5% en poids) complbtent la B celle de la corditrite de type A (tableau 1); les inclusions de

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ALM

! Grt-Bt --i

PRP SPS

FIG. 6. Composition des grenats exprimtie en pourcentage de moles, dans le diagramme almandin (Alm) - pyrope (Prp) - spessartine (Sps). Triangles pleins, coeur; triangles vides, bordure; traits pleins, grenats des enclaves de corditritite; traits interrompus, grenats isolks dans le granite. Tous les coeurs ont la m&me composition; un enrichissement pCriphCrique en spessartine caractkrise les cristaux isolts.

spinelle aussi sont comparables (tableau 2). I1 s'agit, dans les deux cas, de spinelles riches en hercynite (83 - 86 % en moles) et trks pauvres en gahnite (ZnO = 0,4 - 1,5 % en poids). I1 est donc permis de penser que les deux varittes de corditrite ont une origine commune; plus precistment, la corditrite de type A rtsulterait de la desagrtgation mecanique des enclaves. Les mtgacristaux de silicate d'alumine disperses en plein coeur du massif (fig. 5A) montrent sans ambigui'tt qu'un ph6nombne de ce genre s'est effectivement produit au sein du magma. La rea- lit6 de la desagrtgation est attestte tgalement par la chimie des grains de grenat isolts dans le granite. Ces grains, parfois ponctuts d'aiguilles de sillimanite, sont en effet comparables B ceux des xenolites (fig. 6). Tout laisse donc supposer que les cristaux isolts de corditrite de type A correspondent simplement B des fragments d'enclaves de corditritite. I1 s'agit par consequent d'une corditrite htritte, comme le spinelle, et non d'un produit de rtaction entre le spinelle et le liquide.

Le pluton granitique des Oulad Ouaslarn : un exemple d'assimilation de materiel pklitique

La profondeur d'origine des enclaves de corditritite, et par extension celle de la corditrite de type A, est estimte B 13 - 15 km (Bouloton et al. 1991). Cette valeur est beaucoup trop faible pour correspondre B la zone source du granite; la formation de magmas hyperalumineux de ce type ne peut en effet s'envisager B moins de 30 krn de profondeur (Patino Douce et al. 1990). La figure 7A prtcise comment la temperature et la pression ont t t t estimtes. Les differents thermombtres conduisent B des valeurs comprises entre 670 et 830°C, soit une temptrature << moyenne >> de 750°C. En ce qui concerne la pression, le dtplacement de la rtaction Grt + Sil = Crd + Spl a Ctt calculk 21 partir du p81e FAS. Une temperature de 750°C conduit B une pression P = 3,5 kbar; si l'on fixe B 800°C la

FIG. 7. Estimation des conditions P-T relatives aux enclaves hyperalumineuses. (A) Enclaves de corditritite a grenat. Thermomk- trie : Grt-Bt (Ferry et Spear 1978), Grt-Crd (Batthacharya et al. 1988), Grt-Opx (Sen et Batthacharya 1984), et Crd- Spl (Vielzeuf 1983). Le therrnomktre Crd-Spl n'est pas reprtsentk pour des rai- sons de clartt; il donne des valeurs comprises entre 670 et 720°C. La courbe 1 correspond ?i 1'Cquilibre Grt - Sil - Crd - Spl, pour XFe(Crd) = Fe/(Fe + Mg) = 0,527, X,,(Grt) = Fe/(Fe + Mg + Mn + Ca) = 0,805 et X,,(Spl) = Fe/(Fe + Mg + Zn) = 0,896. Les donntes thermodynamiques utiliskes sont celles de Holland et Powell (1990); le mod'ele de solution solide retenu pour le grenat est celui de Ganguly et Saxena (1984). En l'absence de donntes sur la composition du fluide qu'elle contient (H,O/CO,), la cordiCrite a Ctt considtrke comme anhydre. Les courbes d'tquilibre des silicates d'alumine sont celles de Holdaway (1971). Les courbes 2 et 3 indiquent les conditions minimales de dkbut de fusion des roches de l'aurtole. La courbe la plus basse (2) s'applique aux roches a plagioclase et concerne le systkme KFASH; elle correspond ?i la rhc- tion BtFe + Crd, + Kfs + P1 + Qtz + vapeur = liquide (Abbott et Clarke 1979). La courbe 3 concerne les roches sans plagioclase, et intkresse le systkme KFMASH. Elle correspond ?i la reaction Bt + Crd + Kfs + Qtz + vapeur = liquide dans des ptlites banales, c'est- &-dire avec x,; = 0,50(~ielzeuf et Holloway i988). Aucune de ces courbes n'ayant fait l'objet d'une investigation exptrimentale, les indications qu'elles donnent n'ont qu'une valeur relative. (B) Enclaves a mkgacristaux de silicate d'alumine. TempCratures esti- mCes d'aprks Vielzeuf (1983), pressions (maximales) d'aprks Seifert et Schumacher (1986), 2 partir des couronnes ?i corditrite-spinelle dtvelopptes autour des silicates d'alumine. PointillCs, mkgacristaux isolts; lignes pleines, enclaves. La courbe 1 est reprise de la figure 7A.

limite suptrieure admissible pour la temperature, la pression maximale est alors de 3,9 kbar (Bouloton et al. 1991). Si ces conditions correspondent bien B la profondeur d'arrachement des enclaves, celles-ci proviendraient donc d'une zone inter- mediaire, entre la croate profonde oil s'est form6 le magma et le niveau superficiel 06 il s'est mis en place. En toute rigueur,

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FIG. 8. Composition chimique des formations pklitiques des Jebilet centrales. Synthkse des donnCes de Bastoul (1983) pour la rkgion de Sidi Bou Othmane (triangles pleins), des donnbes de Chouhaidi (1986) pour les environs du Roc Blanc (cercles pleins) et des donnCes de Zaim (1990) pour le secteur de la Koudiat Mirouga (ktoiles). (A) Diagramme A113-Na en fonction de A113-K de De La Roche (1968). (B) Diagramme AFM de Thompson (1957). Le triangle vide correspond 2 la composition moyenne des pClites d'aprts Blatt et al. (1972).

l'hypothbse d'un rttquilibrage progressif de l'assemblage au cours de la remontte ne peut &tre exclue, et les enclaves de corditritite pourraient avoir une origine plus profonde. On doit noter, toutefois, que ce rtsultat est comparable aux pressions maximales estimtes, B partir des couronnes B corditrite-spinelle, pour le second type de xtnolites (fig. 7B); l'inversion andalousite -- sillimanite montre clairement, dans ce cas, qu'il s'agit bien de valeurs maximales. On est donc assure que des enclaves ont t t t incorporkes dans le granite B partir de 13-15 km de profondeur, et au-dessus. Comme aucun argument n'appuie l'hypothbse d'une origine plus profonde, on admettra en dtfinitive que les enclaves de corditritite proviennent sensiblement du m&me niveau que les autres.

Si l'on se rtfere aux hypothbses classiques cittes en introduction, deux origines seulement sont B envisager pour la corditrite mttamorphique des granitoides : il s'agit soit d'une relique de l'assimilation des terrains encaissants, soit d'une restite de fusion issue de la rtgion source du granite. L'exemple des Oulad Ouaslam montre qu'il faut envisager une troisibme solution : les enclaves de corditritite, et par extension la corditrite de type A, reprtsentent sans doute des fragments ramonts par le magma au cours de son ascension.

L'interprttation des donntes gravimktriques (Bernardin 1987) suggbre que le granite forme une structure plate, intru- sive dans la seule strie paltozdique. Le socle prtcambrien, son aplomb, serait actuellement B environ 7 km de profondeur. Les greisens de la partie orientale du massif (fig. 2) indiquent par ailleurs que c'est pratiquement le toit du granite qui est B l'affleurement (Chemsseddoha 1986). Dans ces conditions, c o m e on connait tgalement la profondeur maximale de mise en place du pluton (8 km), un calcul simple montre que les enclaves de corditritite proviennent de la partie basale de la strie paltozoique.

Reste B prtciser maintenant la nature exacte de ces xtnolites. Deux hypotheses rendent compte de l'origine des roches qui s'inscrivent dans le systbme FMAS (Fe0 - Mg0 - A1203 - SO2) : il s'agit soit de rtsidus de fusion (restites), soit de niveaux rtfractaires (resisters). La seconde solution s'applique surtout au cas des roches trbs magnbiennes, qui dtrivent de formations particulibres, c o m e des basaltes alttrts (Valance

1967) ou des tvaporites (Schreyer et Abraham 1976). Les con- centrations alurnineuses et ferromagntsiennes communes dans les mktaptlites de haut degrk sont plut6t interprtttes c o m e des rtsidus de fusion (Harris 1981).

Les conditions P-T (750°C et 3,5 kbar) sont largement compatibles avec la fusion hydratte (PH20 = PT) de mattriaux ptlitiques (fig. 7A). Mais un magma comme celui des Oulad Ouaslam, fortement sous-saturt en eau, est capable d'abaisser de f a ~ o n significative l'activitt de l'eau dans les roches enclavtes (Powell 1983). La fusion se fera, dans ce cas, B des temptratures plus Clevtes, par le biais de rtactions sans fluide (fZuid-absent melting) impliquant la biotite. Pour les corditritites, qui sont dtprimtes B la fois en quartz et en feldspath potassique, l'intervention d'une phase liquide parait obligatoire, B moins d'envisager pour elles un protolithe particulier, totalement dtpourvu de micas et d o n ~ de K20. Aux temptratures envisagtes ici (750 - 800°C), on doit alors faire appel i la rtaction de fusion incongruente proposte par Monte1 et al. (1986) pour des assemblages sans quartz :

Bt + Sil = Crd + Spl + liquide

Mais des rtactions de subsolidus peuvent aussi conduire des assemblages a spinelle, sous-saturts en silice et rtfractaires B la fusion (Pattison et Harte 1985; Owen 1991). Toute rtaction qui fait intervenir directement le quartz, comme celle de Dietvorst (1980) :

Bt + Sil + Qtz = Crd + Spl + Kfs + vapeur

est exclue. Seuls des spinelles riches en gahnite sont en effet susceptibles de se former par ce biais. L'apparition d'une hercynite pauvre en zinc dans des roches B quartz ntcessite l'intervention de deux rtactions discontinues successives (Owen 1991) :

Sil + Bt + Qtz = Crd + Grt + Kfs + vapeur

Bt + Grt + Sil = Crd + Spl + Kfs + vapeur

Par tpuisement du quartz d'abord, de la biotite ensuite, on obtient en effet l'assemblage Crd - Grt - Sil - Kfs - Spl (fig. 5C), qui pourrait se former dbs 720°C (Owen 1991). Certaines enclaves ne correspondraient donc pas B des rtsidus

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de fusion mais ti des mattriaux rtfractaires. Les compositions qui se prCtent B une tvolution de ce type sont B priori bien reprtsenttes dans les formations paltozoiques; elles sont un peu plus riches en A1203 et FeO que la moyenne des pklites (fig. 8).

Finalement, il faut donc envisager une double origine pour les corditrites h inclusions de spinelle isoltes dans le granite (type A). Celles qui rtsultent de la dtsagrtgation des enclaves de corditritite correspondraient bien B desrtsidus de fusion; mais d'autres peuvent B priori provenir de la fragmentation de niveaux rtfractaires. Dans les deux cas, toutefois, la corditrite est htritte des terrains traversts. I1 est important de souligner, par ailleurs, que les rCsidus de fusion dispersCs au sein du granite (corditritites) constituent de toute f a~on des ttmoins directs de la digestion de mattriaux ttrangers alumineux par le magma.

Discussion Depuis les travaux de Brarnrnall et Harwood (1923) sur le

granite de Dartmoor, l'assimilation est une des hypothbses qu'on cite rtgulibrement pour expliquer l'existence de cor- diCrite dans les granites. Mais d'un autre cBtt, si l'on en croit Vernon (1983),aucun exemple dtmonstratif, du point de vue des textures, de digestion de xtnolites n'a jamais t t t dCcfit. Le cas du batholithe de South Mountain en Nouvelle-Ecosse (Maillet et Clarke 1985) est connu avec suffisamment de dttails pour fournir une base de discussion. Cet exemple s'appuie sur des donntes gtochimiques et isotopiques (Sr et Nd) qui indiquent une contamination du granite par les formations encaissantes (Clarke et Halliday 1980; Muecke et Clarke 1981). En ce qui concerne la corditrite, les observations microscopiques (forme et taille du mintral, nombre d'inclusions de quartz) suggbrent une continuitt entre les corditrites de l'aurtole, celles des enclaves de corntennes et celles du granite : au cours de cette dquence, leur taille augmente, leur forme devient plus gtomttrique et le nombre d'inclusions diminue. Les donntes chimiques (KDFe - Mg biotite - corditrite) suggbrent tgalement l'idte d'un passage progressif et conduisent Maillet et Clarke (1985) B proposer l'interprttation suivante : la corditrite se formerait dans l'encaissant, grandirait en se rttquilibrant au sein des enclaves de cor- n~ennes, et achbverait sa croissance dans le magma lui-meme lorsque les enclaves se dtsagrbgent. << The implication is that the granite melt, at least in the vicinity of the contacts, was a vast stew of primary and relict grains all attempting to come to chemical equilibrium D (Maillet et Clarke 1985). Dans ces conditions, on voit mal comment distinguer les corditrites hCrittes des corditrites magmatiques; on voit mal tgalement comment s'opbre la dtsagrtgation des enclaves, dans un milieu sans doute largement cristallid, et sans qu'intervienne de fusion partielle. L'assimilation de mattriaux alumineux par le magma-B son niveau de mise en place soulbve de toute ivi- dence des problbmes majeurs, qu'une solution plus profonde permet d'tluder. La fusion partielle est certainement le mtca- nisme le plus efficace pour assurer la dtsagrtgation des mattriaux enclavts; la dispersion des grains exige par ailleurs l'existence de mouvements B l'inttrieur du magma. I1 est clair que ces deux conditions ont d'autant plus de chances d'etre remplies que l'enclavement intervient B un niveau plus profond.

Dans le granite des Oulad Ouaslam, en tous cas, il parait exclu que la corditrite corresponde B un htritage superficiel. Dans les corntennes, la cordikrite est toujours de petite taille,

les phCnoblastes ne dtpassant pas 1-2 mm. Elle ne contient par ailleurs jamais d'inclusions de spinelle, et sa composition chimique, quoique variable, semble plut6t moins magntsienne que celle de la corditrite de type A (tableau 1). Rien ne justifie donc un rapprochement entre les corditrites de l'aurtole de contact et les corditrites rtsiduelles du granite.

Conclusion Dans le granite des Oulad Ouaslam, les textures permettent

de distinguer trois grands types de corditrites : (i) des corditrites htrittes; (ii) des corditrites magmatiques strict0 sensu, qui ont cristallist directement B partir d'un liquide silicate sous-saturt en eau; (iii) des cordikrites tardives, probable- ment pegmatitiques, qui rtsultent donc d'une interaction fluides-minCraux en prtsence d'un liquide silicatt. D'un point de vue chimique, les corditrites tardives se singularisent par leur teneur en Na20; rien ne permet, en revanche, de distinguer les corditrites magmatiques des corditrites htrittes.

Ces dernibres se reconnaissent B leurs inclusions de sillimanite et surtout de spinelle. Elles rtsultent de la dtsagrtgation d'enclaves hyperalumineuses qui correspondent, au moins en partie, B des rtsidus de fusion (corditritites). Ces rtsidus ne proviennent pas pour autant de la zone source du granite. Lls rtsultent, en effet, de la fusion incongruente de fragments de mttaptlites collectts par le magma au cours de son ascension. Les donntes thermobaromttriques situent ce phtnombne vers 13-15 km de profondeur, c'est-2-dire dans la partie basale de la strie paltozoique. Les corditritites et les cristaux isolts de corditrite qui en dtrivent (type A) sont donc de vtritables reliques de la digestion * des terrains traverds. 11s constituent le ttmoignage direct de la contamination du granite, entre sa zone de production et son niveau de mise en place. Le massif des Oulad Ouaslam apparait, en fait, comme le premier exemple ou l'assimilation de mattriel ptlitique par le granite est argumentte sur le plan pttrographique. Ceci ne prtjuge Cvidemment en rien de l'importance du phtnombne, et il convient de rappeler que la majoritt de la corditrite est vraisemblablement d'origine magmatique (type B).

Dans le cas des Oulad Ouaslam, les corditrites rtsiduelles se reconnaissent aistment grsce B leurs inclusions de spinelle. L'importance de ces inclusions, sur le plan mtthodologique, doit &re soulignte. Leur origine rtsiduelle est en effet clairement ttablie, et le mintral qui les abrite a les plus grandes chances d'avoir une histoire comparable. En l'absence de critbres chimiques fiables, ces spinelles alumineux pauvres en zinc reprtsentent apparernment, dans les granites, le seul caractbre discriminant entre cordiCrite magmatique et cordiB rite htritte.

Remerciements Nous remercions sincbrement Jean-Marc Monte1 et Chris-

tian Nicollet qui, par leurs critiques, ont largement contribut 21 la clarification de ce texte, de mCme que James Bourne et un correcteur anonyme dont les suggestions ont t t t apprtcites.

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Mise en évidence de cordiérite héritée des terrains traversés dans le pluton granitique des Oulad Ouaslam (Jebilet, Maroc)