Pétrologie du granite peralcalin du lac Brisson, Labrador central, Nouveau-Québec. II. Minéralogie et modalités de cristallisation

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PCtrologie du granite peralcalin du lac Brisson, Labrador central, Nouveau-Quebec.' 11. MinCralogie et modalitCs de cristallisation

D. PILLET ET M. CHENEVOY Universittf de Lyon I, Laboratoire de ptftrographie, 43, boulevard du 11-Novembre-1918,

69622 Villeurbanne Ctfdex, France

M. BBLANGER Service gtfologique de Qutfbec, ministkre de 1 ' ~ n e r ~ i e et des Ressources du Qudbec, 5700, 4' Avenue ouest,

Charlesbourg, QC GIH 6R1, Canada

R e ~ u le 30 mars 1993 RCvision acceptCe le 30 octobre 1993

Le granite peralcalin du lac Brisson prCsente une zonation pktrographique avec deux sortes de fac5s, feldspathique et quartzeux, qui visualisent des pulsions magmatiques successives. Dans le faciks feldspathique, occupant le centre de l'intrusion, la cristallisation de type agpaytique a dCbutt en condition hypersolvus vers 720°C, sous P, = 0 , l GPa; elle s'est poursuivie en condition subsolvus sous l'effet de I'enrichissement en F du liquide rCsiduel jusqu'i des tempkratures infkrieures ?i 500°C. Dans le facibs quartzeux, plus diffCrenciC et dont la composition a kt6 contrBlCe par un fractionnement de feldspath, la prCcocitC d'une partie du quartz s'explique par la richesse du magma en F. La succession des minCraux mafiques, dans les deux faciks, est la suivante : arfvedsonite riche en Li et Zn avec une composante ferrorichterite importante, cristallisCe avec le feldspath alcalin sous faible f,,; aenigmatite contemporaine de I'amphibole, voire anttrieure et dtstabilisBe en neptunite, astrophyllite, aegyrine ou arfvedsonite; aegyrine titante prirnaire synchrone de l'amphibole et remplacCe par l'aegyrine secondaire; neptunite et astrophyllite en substitution de l'aenigmatite. Cette succession s'accorde avec la croissance des teneurs en Na et F des fluides et l'augmentation de fo, en fin de cristallisation. Parmi les minCraux accessoires, le zircon automorphe assez tardif est significatif de la richesse initiale en Zr du magma; la vlasovite magmatique qui lui succkde puis I'elpidite qui s'est dCposCe principalement i partir du fluide ultime tCmoignent du passage du systkme rCsiduel dans le champ de stabilitk des zirconosilicates. Le zircon fibroradiC et la gittinsite reflbtent l'kolution postmagmatique du pluton sous l'effet du dernier fluide rksiduel fluorC enrichi en Ca et Sr.

Mineral zonation in the Qutbec -Labrador Brisson Lake peralkaline granite displays quartzose and feldspathic lithofacies arranged concentrically, the latter occupying the centre of the intrusion. The zonation is the result of successive magmatic pulses. In the feldspathic facies, agpaitic crystallization began under hypersolvus conditions around 720°C with P, = 0.1 GPa. Subsolvus crystallization involving enrichment of the residual liquid in F continued to below 500°C. The quartzose facies is more differentiated and its composition was controlled by feldspar fractionation. Early quartz crystallization is partly explained by the high content of F in the magma. The mafic mineral succession is, in both facies: Li- and Zn-rich arfvedsonite with an important ferrorichtkrite component, which crystallized along with alkali feldspar under low f,,; aenigmatite contemporary of amphibole or anterior, destabilized to form neptunite, astrophyllite, aegirine, or arfvedsonite; primary titaniferous aegyrine, contemporary with the amphibole and replaced by secondary aegyrine; neptunite and astrophyllite replacing aenigmatite. This succession is in accordance with the increase of Na and F in the fluid phase, and the increase of fo, near the end of crystallization. Among the accessory minerals, euhedral zircon is indicative of the initial richness of the magma in Zr. Magmatic vlasovite, and elpidite formed from late fluid, are evidence that residual system entered the zirconium silicate stability field. Zircon with a fibrous, radiating texture, and gittinsite are indicative of the postmagmatic evolution of the pluton and the presence of a late stage residual fluid which was enriched in Ca and Sr.

Can. J. Earth Sci. 30, 2423-2435 (1993)

Introduction Le granite peralcalin du lac Brisson (Pillet et Chenevoy

1985; Pillet 1989), connu aussi sous le nom de << Strange Lake alkalic complex * (Miller 1986) et auquel sont assocites des mintralisations a Zn, Y, terres rares, Nb et Be (Zajac et al. 1984a, 19846; Miller 1986, 1989), est situt dans la partie centrale de la ptninsule du Labrador. I1 s'est mis en place au Pro- ttrozoique moyen B la lirnite d'un ensemble granulitique, rttromorphost dans le facibs amphibolite, d'ige aphtbien, et d'un pluton adamellitique d'ige elsonien. Granite anorogB nique intraplaque, il reprtsente, par ses Ages Rb/Sr et K/Ar (1 189 f 32 Ma et 1163 f 21 Ma, respectivement, Pillet et al. 1989; dge U/Pb sur zircon, 1280 Ma, R.R. Miller et al., en prtparation), l'extension occidentale la plus rtcente du

1. Contribution no 93-5110-21 du ministkre de 13~nergie et des Ressources du Qutbec. Printed in Canada 1 Imprim6 au Canada

magmatisme peralcalin de la province groenlandaise du Gardar qui a scellt la distension crustale elsonienne du bouclier nord- amtricain.

Le pluton peralcalin doit, a une mise en place permissive pluriphaste (Pillet et al. 1992), sa zonation pttrographique. Les facibs principaux se rapportent a deux types que carac- ttrisent l'automorphisme plus ou moins accust du feldspath potassique et du quartz et leur abondance relative : un facibs feldspathique fin et grossier mClC, qui occupe la partie centrale du pluton, et un facibs quartzeux fin et grossier en anneaux concentriques. Des facibs accessoires s'y observent : des xtnolithes granitiques et gneissiques, enclaves micrograni- tiques reprtsentant des Cltments d'un facibs de bordure figte de sCgrCgations arnphiboliques diffuses; des filons d'aplite porphyrique et de pegmatite. En outre, des mintraux accessoires forment des taches diffuses jaunitres ou violactes en certaines parties du facibs quartzeux grossier qualifiC alors d'alttrt. Une structure faillte circulaire cerne l'ensemble,

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TABLEAU 1. Compositions representatives d'amphiboles du granite du lac Brisson

RBfkrence 22A 22Ab 16B 16Bd 10B 71E

SiO, 48,56 50,48 50,07 51,09 51,44 51,20 TiO, 1,66 0,36 1,14 0,95 0,59 1,13 A1z03 1,69 0,65 0,81 0,49 0,32 0,35 FeO* 31,95 32,66 32,81 32,99 32,03 30,55 MgO 0,61 1,38 0,19 0,07 0,08 0,32 MnO 0,71 0,36 0,73 0,61 0,55 0,97 ZnO 0,30 0,30 0,40 0,40 0,45 0,52 CaO 3,25 0,17 1,02 0,68 0,07 0,25 NazO 664 7,21 8,06 8,32 8,74 8,77 KzO 1,36 2,41 1,32 1,32 1,56 1,67 LizO 0,18 0,18 0,29 0,29 0,64 0,43 H2O 1,82 1,82 1,83 1,83 1,83 1,85 F 0,08 0,06 0,03 0,09 0,05 0,OO F=O -0,03 0,02 -0,Ol -0,M -0,02 0,OO Total 98,78 98,06 98,69 99,09 98,33 98,Ol

AlV1 0,Oo 0,12 0,Oo 0,09 - - ~~3 +VI 1,Ol 1,28 1,40 0,52 1,90 1,75

Fez+ 3,21 3,05 2,90 3,88 2,23 2,21 Mn 0,lO 0,18 0,lO 0,22 0,07 0,13 Mg 0,14 0,33 0,05 0,02 0,02 0,07 Ti 0,20 0,w 0,13 0,11 0,07 0,13 Li 0,11 0,11 0,18 0,11 0,40 0,27 Zn 0,M 0,M 0,05 0,05 0,05 0,06

Total C 4,81 5,15 4,81 5,OO 4,74 4,62 NaA 0,49 0,03 0,62 0,51 0,63 0,68 K 0,27 0,39 0,26 0,17 0,31 0,33

Total A 0,76 0,42 0,88 0,68 0,94 1,Ol Ca 0,55 0,03 0,17 0,12 0,Ol 0 ,w NaB 1,45 1,97 1,83 1,88 1,99 1,96 Si 7,68 a m 7,85 8,15 7,94 7,94 AllV 0,32 0,oo 0,15 0,oo 0,06 0,06 Total 15,57 15,57 15,69 15,83 15,68 15,63

Fe20, estimC 8,52 10,76 11,87 4,32 16,34 15,Ol FeO estimk 24,29 22,58 22,13 29,lO 17,31 17,03 F 0,w 0,03 0,02 0,05 0,03 0,OO OH 1,96 1,97 1,98 1,95 1,97 2,OO Fe3 + lFe3 + +Fez + 0,24 0,30 0,33 0,12 0,46 0,44 Si+Na+K 9,89 10,56 10,87 10,91 AllV + Ca 0,87 0,32 0,07 0,lO Facies a a b b c d

N ~ T A : FeO*, fer total. Conformkment aux remarques (Czamanske et al. 1988) concernant les amphiboles sodiques, le degre d'oxydation du fer a kt6 estimk par dosage potentiomktrique sur concentre d'amphibole de chaque Cchantillon, et le rapport Fe203/Fe0 obtenu a kt6 applique aux analyses faites B la microsonde de tous les cristaux de 1'Bchantillon correspondant. LizO et ZnO ont kt6 doses sur les memes concentrks par spectromktrie d'kmission de flamme et de fluorescence X, respectivement. 2A et 16B, coeurs de cristaux; 22Ab et 16 Bd, bordure de cristaux. La formule structurale a it6 calculee sur la base de 23 oxygknes, 2 (F, OH) et 16 cations. Symboles des facies : a, faciks feldspathique fin; b, facies feldspathique grassier; c, facies quartzeux; d, faciks de bordure figCe; e , facies quartzeux altkrk.

comblte irrkgulibrement par une brbche hCmatisCe 5 fluorine. Au plan chimique (Pillet et al. 1992), tous les facibs prCsen-

tent, (tableau 3) une peralcalinitt, un caractbre sodique et un degrC d'Cvolution accusb; ils apparaissent comme des diffC- renciats terminaux de la lignCe hyperalcaline du magmatisme dit de type A (Collins et al. 1982). Les comportements des 616- ments majeurs rtvblent le contrdle de la diffkrenciation des facibs par la cristallisation fractionnke et le r81e essentiel des feldspaths, plagioclase d'abord, feldspath alcalin ensuite, ainsi que ]'augmentation de foz en fin d'Cvolution. Les teneurs en Cltments traces et terres rares, plus tlevtes que dans les autres complexes peralcalins connus, confirment le r81e de la cristallisation fractionnke. Des enrichissements exceptionnels dans

le facibs quartzeux altCrC vont de pair avec une perturbation des caractbres liCs au fractionnement cristallin. 11s paraissent rtsulter de l'action d'une phase fluide ultime, oxydante et riche en F, responsable Cgalement du caractbre inhabituel (Currie 1985) du granite du lac Brisson : la relative pauvretC en Na et les abondances en Sr et Ca du facibs le plus diffkren- cit; ce caractbre pourrait s'expliquer (Salvi et Williams-Jones 1990; Pillet et al. 1992), au moins partiellement, par une con- tamination du fluide par lessivage des granulites mafiques environnantes.

L'article prtsent examine les modalitks de cristallisation des diffkrents facibs du granite peralcalin, 5 l'exclusion des roches hydrothermalisCes riches en minkraux exotiques (Miller 1986,

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TABLEAU 2. Compositions reprksentatives de pyroxknes et de neptunite du granite du lac Brisson

Pyroxbnes Neptunite

Analyse no 1 2 3 4 5 6 7 Rkfkrence 22E 16B 9B 71E 8A 1 OC 16B

SiO, 53,04 52,26 52,83 52,69 50,26 52,39 51,36 TiO, 5,39 1,47 0,85 1,28 0,58 13,68 10,88 A1203 0,17 0,04 0,30 0,25 0,33 0,31 0,05 FeO* 26,06 28,63 29,02 27,76 30,56 19,84 23,54 MgO 0,00 0,04 0,Ol 0,04 0,09 0,OO 0,04 MnO 0,18 0,17 0,03 0,11 0,54 0,63 0,60 CaO 0,13 0,00 0,11 0,13 0,62 0,02 0,09 Na20 13,63 13,74 14,02 14,67 13/54 8,40 7,65 K20 0,00 0,03 0,00 0,Ol 0,Ol 3,76 4,34 LizO - - - - - - - F 0,00 0,00 0,OO 0,OO 0,OO 0,19 0,09 F=O 0,00 0,00 0,00 0,OO 0,OO -0,08 -0,M Total 98,60 96,38 97,17 96,94 96,63 99,14 98,60

Si 2,0052 2,0054 2,0043 2,0000 1,9581 2,0801 2,0478 AllV - - - 0,0100 0,0149 - -

TiIV - - - - 0,0167 - -

Total Z 2,0052 2,0054 2,0043 1,9900 1,9265 2,0801 2,0478

AlV1 0,0076 0,0018 0,0134 0,0011 - 0,0145 0,0023 TiV1 0,1532 0,0424 0,0243 0,0364 - 0,4085 0,3262 Fe3 + 0,6367 0,8548 0,8838 0,8768 0,9796 - 0,0501 Fez+ 0,1872 0,0640 0,0369 - - 0,6588 0,7349 Mg - 0,0023 0,0006 0,0023 0,0051 - 0,0024 Mn 0,0058 0,0055 0,0010 0,0035 0,0175 0,0216 0,0203

Total X, Y 0,9905 0,9708 0,9600 0,9201 1,0022 1,1034 1,1362 Ca 0,0053 - 0,0045 0,0053 0,0255 0,0009 0,0038 Na 0,9991 1,0223 1,0313 1,0742 1,0137 0,6467 0,5914 K - 0,0015 0,0005 0,0005 0,0005 0,1904 0,2207 Li - - - - - 0,1350 0,1725

Total W 1,0044 1,0238 1,0358 1,0800 1,0397 0,9730 0,9884 Total 4,0001 4,0000 4,0001 4,0001 4,0000 4,1650 4,1724

Fe203c 22,38 29,60 30,96 30,85 33,96 - 1,67 FeO, 5,92 1,99 1,16 - - 19,84 22,04 Total calculk 100,84 99,34 100,27 100,03 100,03 99,14 98,77 F - - - - - 0,0239 0,0113 Di - 0,21 0,06 0,21 0,49 He 16,19 6,35 334 0,32 1,69 Ac 83,81 9344 96,40 99,46 97,82 Facibs a b c d e c b

NOTA : FeO*, fer total; FeO,, Fe203,, fer ferreux et ferrique calcults par la mtthode de Droop (1987); -, non dose. Formule structurale du pyroxtne calculte sur une base de six oxygknes. Pour- centages des pBles purs calcults a partir du nombre de cations Mg, Mn + ~ e ' + et Na dans la formule structurale (Larsen 1977). Formule stmcturale de la neptunite calculte sur une base de six oxygknes et en admettant le deficit analytique par rapport B 100 represent6 par Li20 (Laird et Albte 1972). Symboles des faciks : a, facits feldspathique fin; b, faciks feldspathique grassier; c, fac3s quartzeux; d, facits de bordure figee.

1989) et dont la composition chimique est caractkride par un appauvrissement significatif en alumine et alcalins et un enrichissement marquC en Ca (tableau 1, granite altCrC; Salvi et Williams-Jones 1990); les facibs qualifiCs par nous de << peu n et << trbs D altCrCs (tableaux 2 et 3; Pillet et al. 1992) se situent hors du domaine de ces roches. L'accent est mis sur les minkraux majeurs et accessoires bands dont les caractbres permet- tent d'apprthender les modalitts gCnCrales de la cristallisation du granite. Les mintraux exotiques, plus spkcialement dCve- loppCs dans les roches hydrothermalisCes dont 1'Ctude ne nous a pas CtC permise, ont fait l'objet de publications rCcentes et exhaustives (Birkett et al. 1992; Jambor et al. 1987); ils ne sont donc que succinctement considCrCs ici, et 1'Cvolution

ultime du pluton dont ils sont des marqueurs essentiels au m&me titre que les inclusions fluides (Salvi et Williams-Jones 1990, 1992) ne sera seulement, de ce fait, qu'Cvoqute.

MinCralogie des facPs Analogues par la nature de leurs minCraux principaux, les

facibs feldspathiques et quartzeux different au plan modal (tableau 2; Pillet et al. 1992) par leur teneur en quartz; ils se reportent nCanmoins dans le diagramme Q - A - P en totalit6 dans le champ des granites a feldspaths alcalins qui contient la trbs grande majorit6 des granites alcalins diffkrenciats terminaux de la lignCe alcaline (Lameyre et Bowden 1982). Les

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TABLEAU 3. Compositions representatives d'astrophyllite et d'aenigmatite du granite du lac Brisson

Astrophyllite Aenigmatite

Analyse no 1 2 3 4 5 6 Reference 23E 24F 18A 31A 16B 24F

SiO, 36,29 36,97 36,21 36,08 42,75 42,02 TiO, 11,99 11,72 12,00 1 1,66 9,35 8,52 A1z03 0,23 0,04 0,02 0,09 0,00 0,41 FeO* 36,25 34,87 35,87 35,30 39,94 39,89 MgO 0,03 0,02 0,02 0,05 - 0,02 MnO 1,03 1,37 1,69 1,39 - 0,96 CaO 0,21 0,07 0,09 0 9 0,00 0,41 Na20 3,35 3,58 3,51 3,42 7,78 7,98 K20 4,70 5,83 5 , a 5,52 0,Ol 0,00 Hz0 4,92 4,93 4,92 4,91 Nb2O5 0,16 A 0,Ol 0,64 0,05 -

Total 99,16 99,40 99,78 99,50 99,88 100,21

AIV1 0,0605 0,0104 0,0019 0,0235 - 0,0293 TiV1 2,0127 1,9448 1,9929 1,9451 Ti 1,0014 0,9089 Nb 0,0161 - 0,0010 0,0642 0,0032 -

Total C 2,0893 1,9552 1,9958 2,0328 Fez + 6,7670 6,4349 6,6248 6,5486 4,7570 4,3490 Fe3 + VI - 0,3833

Mn 0,1947 0,2561 0,3161 0,2612 - 0,1153 Mg 0,0100 0,0066 0,0066 0,0165 0,0042

Total B 6,9717 6,6976 6,9475 6,8263 Ca - 0,0152

Total Y 5,7616 5,8052 Ca 0,0502 0,0165 0,0213 0,1046 Na 1,4499 1,5317 1,5029 1,4709 2,1483 2,1948 K 1,3383 1,6411 1,5325 1,5620 0,0018 -

Total A 2,8384 3,1893 3,0567 3,1375 Total X 2,1501 2,1948

Si 8,1006 8,1579 7,9967 8,0035 6,0883 5,9607 AllV - - 0,0039 - - 0,0393

TotalD 8,1006 8,1579 8,0006 8,0035 Total Z 6,0883 6,0000

Total 20,0000 20,0000 20,0006 20,0001 14,0000 14,0000

FezO3c A 339 FeOc 39,94 36,66 Total calcul6 99,88 100,26 OH 7,0000 7,0000 7,0000 7,0000 - - Fe3 - A1 - 2.41 Fe3 - Ts - - Fe - Aen - 9,11 Aenig 100,00 87,72 Rhon A 0,76 Faciks b a c d b a

NOTA : FeO*, fer total; FeO,, Fe203,, fer ferreux et ferrique calcul6s par la mtthode de Droop (1987); -, non dost. Formules structurales calcultes, pour l'astrophyllite, sur une base de 20 cations, 27,5 oxygtnes et 70H; pour l'aenigmatite sur une base de 14 cations et 20 oxygtnes. PBles purs pour la composition de l'aenigmatite dtfinis par Larsen (1977). Symboles des facits : a, fac3s feldspathique fin; b, facies feldspathique grossier; c , facits quartzeux; d, facibs de bordure figte.

mintraux prtdominants du groupe felsique sont le quartz, le microcline, et l'albite isolCe ou en exsolution et remplacement; leur cristallisation prtcoce, du fait de la peralcalinitt du granite, contr8le des textures typiquement rapportCes au groupe agpaltique. Dans les facibs feldspathiques, le microcline albitisC ou non, automorphe et de granulomttrie strite, dttermine une texture pseudo-doltritique, dans les interstices de laquelle ont cristallist tous les autres mintraux. Dans les facibs quartzeux, la cristallisation prtcoce du quartz

et l'expression en phases stparks du microcline et de l'albite ont crtC une texture grenue porphyrique, les mintraux mafiques demeurant interstitiels.

Le cort2ge felsique Le quartz est strictement interstitiel dans les faciks feldspa-

thiques (il est contemporain des mintraux mafiques, sptcialement de l'amphibole) et dans le facibs grossier ou sa richesse en inclusions fluides aux bordures est la marque d'une cristal-

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lisation pour partie hydrothermale. Dans les facibs quartzeux, il forme principalement des cristaux globuleux 8 subautomorphes ou des granules polycristallins dont les caractbres ttmoignent d'une dtformation modtrte durant la solidifica- tion; la limpiditt de leur coeur, leur pitgeage local dans les feldspaths et amphiboles et l'inclusion frtquente de ces der- niers mintraux 8 leur ptriphtrie prouvent qu'ils se sont dtveloppts sur une grande durte : le quartz est, dans ces facibs, un mintral prkcoce mais aussi tardif.

Le feldspath potassique se rapporte, dans tous les facibs, $ deux categories : la perthite d'exsolution et le microcline sans exsolution. Les perthites sont en cristaux maclts Manebach ou Carlsbad; la disposition rtciproque des films d'albite et du plan d'accolement de la macle de Manebach dans le plan de Murchison (601) ttmoigne (Bonin 1982) d'une phase sodique principale d'exsolution. Des veines d'albite 8 inclusions de quartz et d'amphibole y illustrent un remplacement tardif. Les microclines sans exsolution sont systtmatiquement remplacts par de l'albite en taches ou en veines dtvelopptes suivant les clivages B partir du coeur ou de la ptriphtrie des cristaux; ils peuvent Ctre aussi gaints par un lisert d'albite ou prtsenter, aux extrtmitts du prisme, des surcroissances albitiques en << touches de piano B. Dans les facibs feldspathiques, les perthites sont frkquentes, les microclines sont fortement albitists et les deux feldspaths potassiques sont de cristallisation precoce. Dans les facibs quartzeux, les perthites sont rares, de forme tmousste, et elles prbentent, dans le facibs fin de l'aurtole interne, une enveloppe de microcline homogbne 8 lattes albitiques incluses qui dtlimitent des fronts de croissance. Les microclines sont peu albitists et prtsentent surtout des liserts et surcroissances sodiques. Enfin, perthites et microclines ne sont pas contemporains : les premibres sont moultes par le quartz et affecttes par la protoclase, donc prtcoces; les seconds peuvent inclure du quartz et marquer, 8 la ptriphtrie de ses cristaux, des fronts de croissance. Les enclaves de bordure figte possbdent des perthites d'exsolution phtnocristallines dans une matrice d'albite, microcline et quartz.

L'albite relbve aussi de deux categories : l'albite libre et l'albite de remplacement ou d'exsolution. La premibre est rare dans les facibs feldspathiques mais abondante dans les facibs quartzeux, tandis que c'est l'inverse pour la seconde; les facibs feldspathiques sont par ailleurs plus riches en albite que les facibs quartzeux. L'albite like au feldspath potassique s'est au moins partiellement dtveloppte avant le quartz et l'amphibole interstitiels qui moulent liserts et surcroissances. L'albite libre est en lattes de comportement analogue B celui du microcline automorphe, plus rarement incluse dans la partie bordibre des quartz globuleux ou aux joints internes des granules polycristallins; sa cristallisation s'est ainsi largement ttendue dans le temps.

Pris dans leur ensemble, les feldspaths alcalins sont d'une grande purett vis-8-vis du calcium : leur teneur en anorthite ne dtpasse jamais 0,5 mol %. Albite et microcline sont tgalement purs l'un par rapport 8 l'autre, leur composition variant, respectivement, de AblW 8 Abg8 et de Or99 8 Or95. Les perthites d'exsolution, par contre, montrent une composition variable de leurs phases : AblW 8 Ab75 pour la phase sodique, Orgs 8 Orsl pour la phase potassique. Les teneurs en BaO et SrO n'excbdent jamais 0,5%, tandis que celle en Fe203 est Clevte, dtpassant parfois 1,1% dans la phase sodique des perthites ou il est principalement concentrk, cornrne cela a t t t observt dans les granites peralcalins de Corse (Bonin 1988).

Enfin, la nature de leurs feldspaths alcalins permet de rap- procher (Pillet et Chenevoy 1985; Nassif et Martin 1991; Pillet et al. 1992) les facibs feldspathiques et quartzeux des granites hypersolvus et subsolvus de Tuttle et Bowen (1958) : l'albite libre est rare dans les premiers, et d'ailleurs tardive, la perthite d'exsolution exceptionnelle dans les seconds. Et les tchantillons dont le feldspath potassique prtsente un caractbre mixte (perthite d'exsolution au coeur et microcline 2 inclusions d'albite automorphe en ptriphtrie) peuvent etre rap- portts au type descriptif << granite transsolvus * de Bonin (1982).

Le cort2ge mafique L'amphibole est, dans les facibs feldspathiques, un mintral

tardif : elle est interstitielle, seule ou associte au quartz, au pyroxbne et aux mintraux accessoires, parfois poecilitique vis- 8-vis du microcline ou en baguettes dans l'albite de remplacement. Dans les facibs quartzeux, elle est plus gtntralement en cristaux plurimillimttriques subautomorphes, poecilitiques pour le quartz et les feldspaths.

Quelques analyses reprtsentatives des amphiboles des divers facibs sont prtsenttes au tableau 1. Globalement, il s'agit d'une amphibole alcaline qui se place, dans la classifica- tion de Leake (1978), dans le champ de l'arfvedsonite. Des difftrences existent ntanmoins entre les amphiboles, d'un facib 8 l'autre, selon la stquence feldspathique fin - feldspathique grossier - quartzeux : augmentation des teneurs en Si02, alcalins, Li et Zn; diminution de celles en CaO, MgO et Ti05 croissance du degrt d'oxydation de Fe. Ces difftrences, cohkrentes avec le schtma de mise en place du pluton en au moins trois pulsions magmatiques (Pillet et al. 1992), sont visibles dans le diagramme Ca - (Na + K) - A1 (Fabribs 1978) qui fait apparaitre (fig. 1) une composante richttrite dans les amphiboles des facibs feldspathiques. Celles-ci se rtpartissent, dans le diagramme (Ca + AIN)-(Si + Na + K) (Giret et al. 1980) (fig. 2), selon une tendance d'tvolution du p61e richttrite au p61e arfvedsonite, et la meme Cvolution s'observe du coeur au bord des cristaux optiquement zonts. Les amphiboles des facibs quartzeux sont, quant 8 elles, homogbnes et strictement arfvedsonitiques. Cette Cvolution, contr61Ce par la double substitution Ca AllV - Si Na dominante dans la strie hastingsite -- kataphorite - richttrite - arfvedsonite (Fabrss 1978; Giret et al. 1980), illustre la tendance reconnue (Strong et Taylor 1984) dans les amphiboles des roches igntes peralcalines saturtes en silice, depuis la cristallisation strictement magmatique des richttrites jusqu'8 celle, pour partie au stade subsolidus en cristaux poecilitiques, des arfvedsonites. Une autre substitution Ca Fe2+ - Na Fe3+ doit intervenir parallblement, comrne le montre la comparaison des compositions des coeurs et des bordures des amphiboles des facibs feldspathiques (tableau 1). Trois traits remarquables de la composition des amphiboles, tous facibs confondus, sont leur richesse en Li, tltment qui peut occuper les sites octatdriques M3 des amphiboles sodiques (Hawthorne 1976), leur haute teneur en Zn (jusqu'8 2%) et la corrtlation entre degrt d'oxydation de Fe et teneur en Na conforme 8 la suggestion (Czamanske et Dillet 1988) d'un couple Na-Fe3+ dans les amphiboles des environnements peralcalins sursaturts en silice. Par ailleurs, les amphiboles analystes du facibs de bordure figte en enclaves dans le facibs quartzeux ont une teneur assez Clevte en Ti qui est celle des amphiboles des facibs feldspathiques.

Le pyroxbne, prtsent en faible quantitt dans tous les facibs,

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Facies feldspathique grossier Facies quartzeux

o Facies feldspathique fin o Facies de bordure figee

FIG. 1. RCpartition des amphiboles du granite du lac Brisson dans le diagramme de FabriBs (1978) (H). Ar, arfvedsonite; Kt, kataphorite; Rb, riCbeckite; Rt, richttrite.

FIG. 2. RCpartition des amphiboles du granite du lac Brisson dans le diagramme (Ca + AllV)-(Si + Na + K) (Giret et al. 1980) (A) et Cvolution chimique coeur - bord des cristaux dans les fac2s feldspathiques fins et grossier (B). Pour la lCgende, voir la figure 1 .

est une aegyrine de composition homogbne (tableau 2). Ses cristaux se situent dans le diagramme diopside-hedenber- gite-aegyrine, B proximitt du p61e aegyrine, 18 oii aboutissent les lignCes pyroxtniques tvolutives des complexes alcalins tel celui de Mulange au Malawi (Platt et Woolley 1986); en

accord avec le caractbre hautement difftrencit du granite du lac Brisson. I1 est en cristaux isolCs interstitiels ou, plus souvent, il borde l'amphibole ou forme avec elle des intercroissances : il est donc habituellement primaire, comme c'est d'ailleurs frtquemment le cas dans les roches peralcalines (Ferguson 1978). Une aegyrine secondaire s'observe par ailleurs dans l'aurtole externe des facibs quartzeux; associte au quartz et B 17hCmatite, elle y remplace l'arfvedsonite. Aegy- rines primaire et secondaire ont la mCme composition, mar- quCe en particulier par une teneur en Ti02 assez tlevte, et parfois mCme exceptionnelle au voisinage de l'aenigmatite.

L'aenigmatite, assez constante dans les facibs feldspathiques, s'associe presque toujours 8 l'arfvedsonite et l'aegyrine et parfois B l'astrophyllite. Vis-8-vis du pyroxbne et de l'amphibole, elle apparait parfois prtcoce : elle y est soit incluse, soit remplacte par eux. Un assemblage remarquable est identique B celui dCj8 dtcrit dans les granites peralcalins d711imaussaq, Groenland (Larsen 1977) : l'aenigmatite enrobe une magnttite titanifere et est elle-mCme entourCe par l'arfvedsonite. Quelques associations suggbrent a l'inverse, son dtveloppement tardif vis-8-vis de l'amphibole, au cBtC de l'astrophyllite qui peut ailleurs la remplacer. Au plan chimique, l'aenigmatite du lac Brisson (tableau 3) est analogue 8 celle des termes les plus difftrenciCs du complexe d'Ilimaussaq et proche du pBle << aenigmatite idkale n.

L'astrophyllite, observCe principalement dans les facibs feldspathiques, est associte B l'aenigmatite vis-8-vis de laquelle elle parait tardive. Elle accompagne aussi l'arfvedsonite avec laquelle elle a cristallist B 1'Cquilibre ou qu'elle remplace. Dans sa composition (tableau 4), Fe parait 8 l'ttat rtduit et le p61e niobophyllite est 8 peine reprtsentk.

Le cort2ge de minLraux accessoires Les zirconosilicates sont, avec le zircon, les constituants

accessoires les plus banals du granite du lac Brisson. 11s ont fait l'objet d'une ttude exhaustive (Birkett et al. 1992) 8

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laquelle nous renvoyons le lecteur, et seuls seront CvoquCs ici, outre le zircon, la vlasovite, l'elpidite et la gittinsite recon- naissables dans les facibs non et trbs peu altCrCs.

Le zircon est en cristaux automorphes dans les facibs feldspathiques et les enclaves de facibs figC, et en sphtrolites fibroradiks imprCgnCs d'oxyde de fer dans le facibs quartzeux altCrC. Le zircon automorphe est chimiquement homogbne (tableau 4), quoiqu'il prCsente parfois une zonation de croissance, hors des zones mCtamictes uranothoriferes enrichies en Ca, Y, Ce et F mais dkficitaires en Si et Zr; sa teneur en Hf02, basse (0,9-1,3%), est analogue a celle du zircon des granites peralcalins hypersolvus de Corse (Pupin 1992). I1 est souvent inclus dans l'arfvedsonite, rarement dans le feldspath alcalin. Le zircon fibreux est chimiquement proche des zones mktamictes du zircon automorphe, avec cependant des teneurs plus ClevCes en Y et Ce Qusqu'B 5 % d7Y2O3 et 4% de Ce203) et un degrC d'hydratation plus fort (Speer 1982). I1 est frC- quernment associC B la fluorine violette et B l'hkmatite et inclus dans le quartz tardif; cette position, sa forme indicatrice d'une cristallisation rapide et son association suggbrent sa formation en prCsence d'un fluide rCsiduel fluorC.

La vlasovite (Na2ZrSi4011) a CtC observte en trbs petite quantitC dans tous les facibs, en cristaux isolCs interstitiels peut-etre primaires. Son habitus s'accorde B ses conditions de genbse expkrimentale (Baussy et al. 1974), soit une forte con- centration en Na du milieu et une temptrature suptrieure B 500°C (P < 0, l GPa), lesquelles en font, en domaine siliceux peralcalin, un mintral de cristallisation tardimagmatique, et B l'analyse topologique du systbme Na2Zr03-SO2-H20 (Marr et Wood 1992) qui prCdit sa stabilitC B relativement haute temptrature sous pression basse B modbCe.

L'elpidite (Na2ZrSi6015 . 3H20) est Cgalement prCsente dans tous les facibs, quoique d'une manibre irrkgulibre. Elle moule tous les minCraux majeurs, y compris l'aenigmatite et l'astrophyllite; elle remplace parfois ~Clectivement le microcline albitisC et elle s'insbre entre le quartz et la vlasovite B laquelle elle semble se substituer. C'est ainsi une phase ultime, comme on l'observe d'ailleurs dans de nombreux complexes alcalins (SOrensen 1974) en harmonie avec son champ de stabilitC reconnu (Christophe-Michel LCvy 1961) qui en fait une phase hydrothermale de milieu B fort indice d'agpaicitk. Sa relation avec la vlasovite est en accord avec les donnCes expkrimentales (Baussy et al. 1974; Currie et Zaleski 1985) qui suggbrent une transition de l'association vlasovite + quartz B l'elpidite B des tempkratures de l'ordre de 450-550°C sous basse pression, et avec l'analyse topologique du systbme Na2Zr03-Si02-H20 (Marr et Wood 1992).

La gittinsite (CaZrSi207) parait cantonnCe au facibs quartzeux altCrC de I'aurCole externe. Ses cristaux aciculaires tar- difs diterminent, avec l'allanite et le quartz, des amas fibreux interstitiels. 11s se superposent Cgalement avec I'hCmatite B du quartz polycristallin ultime en une association pseudomor- phique de l'elpidite (Currie 1985; Salvi et Williams-Jones 1990) et peut-&re aussi de l'armstrongite (Birkett et al. 1992), que nous n'avons toutefois pas reconnue dans nos Cchantil- lons, et de la vlasovite comme on l'observe dans le complexe alcalin de Kipawa (Gittins et al. 1973), B partir de laquelle elle est rCputC5 s'etre formCe sous l'action d'un fluide calcique rCsiduel. A l'appui de cette hypothbse, on notera, au lac Bris- son, la richesse en Ca, acquise peut-etre par percolation dans l'encaissant granulitique mafique (Salvi et Williams-Jones 1990; Pillet et al. 1992) des fluides ultimes qui ont dCposC la fluorine

TABLEAU 4. Compositions reprksentatives de zircon et de gittinsite du granite du lac Brisson

Zircon Gittinsite

Analyse no 1 2 3 4 5 RCfCrence 117A 105B 8B 53A 44C

SiO, 31,97 28,ll 27,20 39,79 40,09 zfi2 66,40 45,17 43,26 37,60 37,80 HfO, 1,04 0,94 1,18 1,30 1,27 uo2 0,00 0,15 0,17 - -

A1203 - - - 0,05 0,08 0,06 0,11 0,02 - -

CezO, 0,04 3,65 1,32 - -

YzO, 0,OO 3,24 5,14 - - FeO - - - 0,39 0,53 CaO 0,OO 0,90 0,54 16,60 17,21 F 0,00 0,94 0,59 0,OO 0,17 F=O 0,OO -0,39 -0,25 0,OO -0,07 Total 99,51 82,82 79,17 95,73 97,08

Si 2,0522 2,0397 Fez+ 0,0168 0,0226 Ca 0,9173 0,9381 A1 0,0030 0,0048 Zr 0,9591 0,9503 H f 0,0193 0,0191 Total 3,9677 3,9746

F - 0,0274 Facibs a b b b b

NOTA : FeO*, fer total; -, non dosC. Formule stmcturale de la gittinsite calcul6e sur la base de quatre cations et sept oxygknes. Symboles des facits : a, faciks feldspathique grassier; b, faciks quartzeux altkrk.

et I'hCmatite de la brbche occidentale. Au plan chimique (tableau 4), la gittinsite du lac Brisson est similaire B celle de Kipawa (Ansell et al. 1980). L'analyse topologique (Marr et Wood 1992) des systbmes Na2Zr03 - Si02 -H20 et CaZr03 - Si02 -H20 s'accorde avec une formation de l'assemblage gittinsite + quartz B partir de l'elpidite dans l'intemalle thermique 150-200°C B P < 50 MPa (Salvi et Williams-Jones 1990).

Les silicates accessoires non zirconiferes sont presents soit dans le facibs quartzeux altCrC, soit dans les faciks feldspathiques .

La titanite a CtC obsemke en trbs petite quantitt dans le facibs quartzeux altCrC, en amas interstitiels parfois fibroradiCs dont certains pourraient remplacer la narsarsukite (T.C. Birkett, communication personnelle). Sa faible abondance tient B la pauvretC des roches en Ca et peut-etre aussi B la prCsence de C02 (Hunt et Kerrick 1977) dans le fluide parent qu'atteste celle de la bastnaksite, 1'activitC du C02 ayant pu contrecarrer sa formation. I1 s'agit d'une titanite ferrifere probablement riche en Y et terres rares. L'allanite, un peu plus abondante que la titanite, se prCsente Cgalement en masses interstitielles et est souvent associCe B la gittinsite. Parmi les terres rares dttectCes au microscope Clectronique B balayage (MEB) (La, Ce, Nd), La, seul dosC, peut atteindre en teneur 7 % .

La narsarsukite (Na2(Ti,Zr ,Fe3 +)Si401 ,) a CtC observte dans les facibs feldspathiques, et surtout dans les enclaves de facibs de bordure oh elle a l'habitus et le comportement de l'elpidite. Sa composition (tableau 5) est analogue B celle de la narsarsukite de Narsarsuk (Wagner et al. 1991). Son caractbre tardif s'accorde avec son origine hydrothermale reconnue B partir de fluides siliceux riches en Na et Ti, sous fo2 ClevCe et

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TABLEAU 5. Compositions reprksentatives de narsarsukite, polylithionite, gagarinite et pyrochlore du granite du lac Brisson

Polylithionite Pyrochlore Narsarsukite Gagarinite

Analyse no 1 2 3 4 5 6 Rkfkrence 31B 8A 22B1 22B2 6A 1 6A2

SiO, Zr02 TiO, A1203

La203 FeO* CaO Na20 K2O Nb205

Ta205

uo2 y2°3 PbO F F=O Total

Na Fe3 +

K Si A1 Ti Zr Total

F FaciBs

NOTA : FeO*, fer total; -, non dosC. Formule structurale de la narsarsukite calculCe sur la base de sept cations et 11 oxygbnes. Symboles des facibs : a, facibs feldspathique fin; b, facits quartzeux altCrC; c, facibs de bordure figCe.

B ternp6ratut-e basse (<650°C) pour une pression totale de l'ordre de 0, l GPa (Stewart 1959).

La neptunite ((K,Na,Li),(Fe,Mg,Mn),Ti2Si&) (Laird et Albte 1972; Kunz et al. 1991), connue exclusivement comme mintral tardif dans les intrusions alcalines (Curtis et Currie 1981), est prtsente en trbs petites quantitts dans les seuls facibs feldspathiques; interstitielle, elle est gtntralement accompagnte d'aenigmatite et d'aegyrine. Sa composition se caracttrise (tableau 2), en particulier, par l'abondance de K20. Par le caractbre rtduit de Fe, la neptunite, cornrne I'aenigmatite, doit indiquer, dans le fluide parent, une augmentation du rapport Fe2+/Fe3+ provoqute par la diminution de la fugacitt d'oxygbne ou la teneur Clevte en F (Kogarko 1974).

La polylithionite (KLi2A1Si4010(F,0H)2), trbs rare, est en lattes contemporaines de celles de la gittinsite et de l'allanite dans le facibs quartzeux alttrt. Les fortes teneurs de ces lattes en Si02 et F (tableau 5), incompatibles avec la prCsence d'Al tttratdrique et d'hydroxyl et cohtrentes avec cefies de la polylithionite rendent probable la prtsence de Li que n'a pu doser la microsonde tlectronique. La teneur des amphiboles en Li dtmontre l'immrtance de cet tltment dans le milieu. Le comportement du rnintral, en cristaux surimposts dans les aurto- les albitiques des microclines B proximitt d'une poche pegmatitique, s'accorde B sa formation reconnue (Rieder 197 1 ; Munoz 197 1) par rtaction d'un feldspath potassique

avec une phase vapeur fluorte et lithique B basse temptrature (<550°C) et basse pression (<0,1 GPa).

Les mintraux accessoires non silicatts sont, hors la fluorine, des porteurs de terres rares de cristallisation tardive.

La bastnatsite ((Ce,La)C03F), connue comme d'origine hydrothermale dans les granites et frtquemment associke B l'allanite, a un comportement conforme au lac Brisson : interstitielle, elle est associte B la polylithionite et B la gagarinite au voisinage de poches pegmatitiques dans les facibs feldspathiques, et surtout B l'allanite, la gittinsite et la polylithionite dans le facibs quartzeux alttrt. Son spectre en MEB et son analyse partielle mettent en tvidence sa richesse en Ce et Nd et sa forte teneur en F, intermtdiaire entre celles de la bastnatsite et de la fluoctrite, dont le remplacement mutuel est connu (Platt et al. 1987).

La gagarinite (NaCaY(F)6), rnintral rare des granites B r i b beckite fortement albitisCs oii elle est habituellement associte B des mintraux tels que pyrochlore, astrophyllite, bastnatsite, yttrofluorite (Vlasov 1966), a Ctt identifite dans les facibs feldspathiques oh elle forme prtcidment des intercroissances

I

avec la bastnatsite. Son spectre en MEB et son analyse partielle (tableau 5) font apparaitre sa richesse en Y et en F ainsi qu'en terres rares 16gbres (Ce, Nd, dttectts au MEB).

Le pyrochlore a CtC reconnu dans le facibs quartzeux alttrt oii il est associt B la bastnatsite, et donc d'origine similaire. La variabilitt des teneurs (tableau 5) en tltments du site A

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a Facies feldspathique grossier o Facies de bordure figee

o Facies feldspathique fin A Aplite

Facies quartzeux + Minimum thermique

Facies quartzeux altere

FIG. 3. Les faciks du granite du lac Brisson dans le diagrarnrne quartz - albite - orthose. 0, 1,2, positions de la ligne cotectique; + , position du minimum thermique pour des teneurs en F de 0, 1 et 2% sous P,,, = 0 , l GPa (Manning 1981).

(Na, La, Ca, Pb) et aussi en F suggbe (Es'Kova et Nazarenko dans Vlasov 1966) une hydratation du mintral.

La fluorine est prtsente dans tous les facibs sous deux aspects : fluorine incolore ubiquiste, fluorine violette dans le facibs quartzeux altkrt. La fluorine incolore s'observe principalement dans les facib feldspathiques; elle est interstitielle ou en inclusions circulaires ou fusiformes dans l'arfvedsonite; elle est tardive mais non ultime. La fluorine violette est tgalement interstitielle mais surtout envahissante, digitte, et elle accompagne souvent le zircon fibroradit, parfois la gittinsite et l'allanite, trbs gtntralement l'htmatite qui a le mCme comportement qu'elle, analogue B celle de la brbche B fluorine, tgalement associte B l'htmatite et dont le fluide hydrothermal parent devait prtsenter une fugacitt d'oxygbne tlevte.

Discussion : modalitks de la cristallisation Le cort2ge felsique

L'ordre de cristallisation des mintraux differe peu d'un facibs B l'autre du granite : dans tous les cas, c'est celui d'une cristallisation de type agpaytique. La difftrence principale tient i la prtcocitt d'une partie du quartz dans les facibs quartzeux, attestte par la dtformation protoclastique qu'ont subi les coeurs des cristaux subautomorphes : son expression partielle a prtctdt ou s'est faite durant la mise en place du magma, alors que celui-ci ttait encore assez largement liquide. Les positions relatives des points reprtsentatifs des divers facibs dans le diagramme Qz- Ab-Or (fig. 3) (Tuttle et Bowen 1958) suggbrent une filiation par fractionnement de feldspath alcalin : les facibs feldspathiques se situent dans le champ du feldspath tandis que les facibs quartzeux sont proches du mini-

mum thermique pour de basses pressions d'eau et paraissent exprimer un liquide B caractbre rtsiduel plus accust. Ntan- moins, ces facibs quartzeux demeurent pour une large part dans le champ du feldspath, en contradiction avec la cristallisation prtcoce de quartz eu tgard au caractbre superficiel du pluton. Mais on sait (Manning 1981) le r61e jout par F dans le systbme Qz- Ab -Or -H20 : la stabilitt du quartz est alors augmentte v is -h is de celle du feldspath (Manning et al. 1980), Na est maintenu en solution (Mysen et Virgo 1985) et F, qui se concentre dans le liquide rbiduel, voit son action augmentte avec le taux de cristallisation. Le magma du lac Brisson, riche en F comme le montrent les teneurs moyennes en cet tltment des divers facibs (Pillet et al. 1992, tableau 4), a dii ainsi en Ctre affect6 : de fait, une teneur initiale en F de 1 %, compatible avec les rtsultats analytiques, se traduit par une position de la ligne cotectique telle, pour PHZ0 = 0,l GPa, que les facibs quartzeux, et eux seuls, se situent dans le champ du quartz (fig. 3). L'ordre de cristallisation est ainsi respect6 pour une teneur en F et une pression de confinement trbs acceptables. La cristallisation hypersolvus du feldspath alcalin des facibs feldspathiques a pu alors se faire i des temptratures voisines de 720°C : cette temptrature est en effet celle de la cristallisation exptrimentale des mtlanges QzZ5 - Ab45 - et Qz25 -Ab35 -Or40, qui encadrent la composition normative moyenne Q z ~ ~ - A ~ ~ ~ - O ~ ~ ~ de ces facibs, dans le systbme Qz-Ab-Or-H20-F B 1% de F et sous PHZ0 = 0,l GPa (Manning 1981), et la composition des feldspaths alcalins alors formb, Or47 et Or,,, s'accorde B celle, de l'ordre de Orso, des perthites du lac Brisson. Dans les m&mes conditions, c'est le quartz qui apparait en premibre phase pour un mtlange Q z ~ ~ - Ab35 - correspondant B la composition

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normative moyenne du facibs quartzeux non altCrC. La cristallisation du feldspath alcalin a eu pour effet, dans

tous les facibs, du fait de la dissymttrie du liquidus feldspathique, d'enrichir le liquide rCsiduel en Na : c'est 1'<< effet orthoclase * (Bailey et Schairer 1964) propre aux magmas peralcalins. CorrClativement, sa teneur en F a augment6 compte tenu du coefficient de partage de cet ClCment en faveur du liquide, permettant le passage en conditions subsolvus et la precipitation en phases sCparCes du microcline et de l'albite : une teneur en F de 3% permet, pour PHZO = 0,l GPa, l'in- tersection du solvus des feldspaths alcalins (Smith et Parsons 1974) par le solidus au niveau du minimum thermique (Man- ning 1981), et l'automorphisme des cristaux comme la granulomttrie sCriCe sont en accord avec une cristallisation magmatique. On sait d'ailleurs combien est important l'inter- valle expkrimental de cristallisation des magmas felsiques peralcalins, et un Cventail thermique de 800 B 550°C a, par exemple, CtC retenu pour des magmas sursaturCs (Platt et Woolley 1986). Dans le meme ordre d'idCe, il faut signaler la basse tempkrature de solidus, 440 B 450°C B 200 MPa, obtenue expkrimentalement (London et al. 1989) pour un verre volcanique de composition granitique riche en tltments rares et contenant 1,3% de F.

Dans le cas des facibs feldspathiques, la cristallisation subsolvus s'est poursuivie, dans le champ des feldspaths, par la prkcipitation du microcline alors en Cquilibre avec un liquide rCsiduel de plus en plus sodique : le maintien de Na en solution par l'effet des anions F- et (AlF6)3- explique la puretC de la phase potassique sCparCe. C'est B une tempCrature plus basse qui facilite la dCstabilisation des anions ?I la libera- tion de Na (Rosenberg 1972) et, consCcutivement, B l'extraction de F du fluide rCsiduel (certaines amphiboles des facibs feldspathiques contiennent des cristaux globulaires de fluorine) qu'a pu s'exprimer B son tour l'albite : d'abord en remplacement du feldspath potassique jusqu'au rktablissement de 1'Cquilibre chimique solide-fluide, puis en lattes avec les der- niers individus de microcline. L'habitus de l'albite plaide alors pour un automttasomatisme gtnCrC par un fluide rtsiduel aqueux piCgC dans les espaces intercristallins, dans l'intemalle thermique 500-400°C (Parsons et Brown 1984) et sans doute mCme au-deli.

En ce qui concerne les facibs quartzeux, la cristallisation du quartz et du feldspath alcalin, dCveloppCe d'abord en condition hypersolvus (perthites), a fait place B une cristallisation au c6tt du quartz, de microcline puis de microcline et d'albite en lattes. La protoclase s'est dCroulCe au moment du passage en condition subsolvus, car seuls le quartz automorphe, les per- tihites et certains cristaux transsolvus sont dtformCs; on peut penser que le taux de cristallisation Ctait alors suffisant pour que soit rtalisC un rCseau polycristallin jointif induisant l'augmentation de la viscositt totale et permettant la protoclase. L'albitisation du feldspath potassique demeure limitCe,

d'enclaves de bordure figCe. A l'inverse d'ailleurs, les amphiboles en baguettes incluses dans l'albite de remplacement sont avec Cvidence d'origine hydrothermale. La plupart des amphiboles tkmoignent cependant, par leur habitus, d'une blastbse en conditions physico-chimiques changeantes B partir du fluide rtsiduel piCgC dans les espaces intercristallins.

Dans les facibs feldspathiques, les amphiboles ont une composante ferrorichtkrite importante, sptcialement au coeur des cristaux dont le taux d'arfvedsonite va croissant vers les bords. Or, on sait (Ernst 1968; Charles 1975) que, pour PHZO = 0, l GPa, la ferrorichtkrite est stable B des tempkratures magmatiques, de l'ordre de 720°C, et pour des conditions d'oxydation relativement faible (fo2 de l'ordre de B la limite inferieure de stabilitt de la magnttite (tampon magnktite - wiistite); et que la sCquence ferrorichtkrite -- arfvedsonite est cornmandke B la fois par une diminution de la temptrature et (ou) de la fugacitt d'oxygbne et par une augmentation du rapport des activitts aNa/aCa dans les magmas (Fabribs 1978). Ces conditions, compatibles avec le niveau de mise en place du granite, confirment que, pour l'essentiel, les amphiboles des facibs feldspathiques sont magmatiques et que leur cristallisation a dCbutt alors que celle des feldspaths alcalins se faisait encore en condition hypersolvus. Les amphiboles des facibs quartzeux, qui sont des arfvedsonites pures, ont cristallist ?I plus basse temptrature, en harmonie avec la cristallisation subsolvus des feldspaths.

La cristallisation en phase primaire tardive de l'aegyrine dans tous les facibs peut, B pression totale constante, refltter une inversion dans 1'Cvolution de la fugacitk d'oxygbne en meme temps qu'une augmentation de la teneur en Na du fluide rCsidue1. Dans l'espace fo,- TO, le domaine de stabilitt expkrimentale de l'aegyrine borde, vers les hautes valeurs de fo,, celui des rikbeckites-arfvedsonites (Ernst 1962; Bailey 1969), et il pourrait slClargir vers les basses temperatures par comparaison B ce qu'il en est des relations aegyrine-ferro- richttrite (Charles 1975). D'autre part, un excbs de soude vis- 8-vis de l'alumine et de l'oxyde de fer apparait une condition nCcessaire B la cristallisation de l'aegyrine (Bailey 1969) qui peut remplacer l'arfvedsonite dans la stquence de cristallisation ou se substituer ?I elle par une rCaction du type

arfvedsonite + Na2Si2OSLiq + O2 - aegyrine + vapeur

Cette condition Ctait certainement remplie par les fluides rtsiduels qui devaient avoir les caractbres reconnus aux bains et fluides peralcalins ultimes (Ferguson 1978); la richesse en Ti de certaines aegyrines du lac Brisson en est la preuve. Quant B l'augmentation de la fugacitC d'oxygbne en fin de cristallisation du granite, elle est dCmontrCe par la prCsence de l'aegyrine secondaire qui traduit un phCnombne d'oxydation (Bonin 1982) selon la rCaction

arfvedsonite + O2 -- aegyrine + oxyde de fer

traduisant l'absence de-dts~~uil ibre chimique en K entre + quartz + vapeur solide et fluide rbiduel. L'extraction de F a di3 &re rapide et suffisante pour autoriser l'incorporation de Na B un nouveau rCseau feldspathique et c'est B partir de la phase vapeur alors individualiske qu'a cristallisC l'albite disposCe entre les sous- grains des granules quartzeux.

dans un domaine de fo2 limit6 par le tampon quartz-faya- lite - magnktite (QFM). La stquence arfvedsonite - aegyrine s'est ainsi Ctablie lors du refroidissement du systbme alors que sa fugacitk d'oxygbne Ctait rCglCe par le tampon QFM : l'inversion locale de cette stquence, qui se traduit par l'inclusion

Le cort2ge majique accidentelle de l'aegyrine dans l'amphibole, Ctait sans doute La cristallisation des minCraux mafiques, globalement tar- contr61te simplement par une fluctuation des conditions

dive, a cependant dCbutC assez t6t : les amphiboles de cer- d'oxydation (Bailey 1969). taines sCgrCgations matkrialisent un flux magmatique autour La cristallisation de l'aenigmatite dans les facibs feldspa-

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thiques conforte ce schCma d'une consolidation du granite sous fugacitC d'oxygbne faible et dkcroissante jusqu'i une oxydation finale brutale B temperature encore assez ClevCe, schCma qui s'accorde avec l'absence de la rikbeckite et l'importance des rtactions d'automCtamorphisrne a des tempkratures subsolidus cornme cela a CtC reconnu dans les granites peralcalins de Corse (Bonin 1982). L'aenigmatite est gCnCralement prCcoce par rapport ?I l'aegyrine, l'astrophyllite et l'arfvedsonite. Son champ de stabilitC expkrimentale correspond 2 des fugacitks d'oxygbne faibles (Ernst 1962), du domaine proche du tampon QFM (Lindsley 1971) pour ce qui concerne 1'e aenigmatite idCale ,, dont est voisine celle du lac Brisson, dans un large Cventail de tempCrature (900 -400°C). Son remplacement par l'aegyrine exprime une oxydation (Lindsley 197 1 ; Larsen 1977). L'absence habituelle d'un oxyde titan6 au c6tt de l'aegyrine peut s'expliquer de trois manibres : soit par l'expression de Ti sous la forme du p61e titan6 de la solution solide aegyrine-neptunite (Ferguson 1978) selon la rCaction

aenigmatite - neptunite + (oxyde de fer + ~ i l i c e ) ,~~

ce que corrobore la prCsence de neptunite interstitielle dans les aggrtgats B aenigmatite et aegyrine; soit par l'incorporation de ce composant au rCseau de l'aegyrine, sa stabilisation dans le pyroxbne Ctant contr61Ce (Ronsbo et al. 1977) par d'assez basses valeurs de fo, et asio2 et un haut rapport Ti/Fe2+, et la forte teneur en Ti de certaines aegyrines du lac Brisson va dans ce sens; soit enfin par la cristallisation paralkle de l'astrophyllite selon la rCaction

aenigrnatite + Na2Si2OSLiq + O2 - astrophyllite

+ aegyrine

car l'astrophyllite est assez systtmatiquement associCe B l'aenigmatite. Sa relation rkactionnelle avec ce mintral a dCja CtC signalCe (Marsh 1975) et son caractbre tardif est ici marquC par son dCveloppement, par ailleurs, aux dCpens de l'amphibole.

L'aenigmatite est parfois incluse dans l'amphibole tout en englobant elle-mCme des grains d'oxyde ferro-titank. Ce type de relation a CtC dCcrit dans les granites peralcalins d'Ilimaus- saq, et interprCtC (Larsen 1977) comme correspondant B la dkstabilisation de l'aenigmatite en arfvedsonite et ilmknite, ainsi que dans les syCnites de Morutu (Grapes et al. 1979) oh une rCaction inverse et faisant intervenir le liquide rCsiduel a CtC retenue. Au lac Brisson, les figures observtes traduisent plut6t la destruction d'une phase oxydCe prCcoce par rtaction avec le liquide rCsiduel de peralcalinitk croissante. Une telle Cvolution, conforme B la tendance gCnCrale de la cristallisation du magma, peut Ctre comparCe B celle reconnue dans quelques rhyolites peralcalines (Nicholls et Carmichael 1969). Le remplacement subsCquent de l'aenigmatite par l'arfvedsonite est le rCsultat de la poursuite du processus rCactionne1 avec le liquide rCsidue1 et d'une hydratation parallble, tels qu'admis B Ilimaussaq, sous T et fo2 dCcroissantes. Le titane alors libtrC a pris place B la fois dans les rCseaux de l'amphibole et de l'astrophyllite contemporaine selon une rCaction du type

aenigmatite + (Na2Si205 + FeO-Si02 + H20)Liq +

arfvedsonite + astrophyllite

cohCrente avec l'hypothbse (Marsh 1975) d'un large recouvre- ment des domaines de stabilitk de ces mintraux.

Un dernier trait significatif de la gCnbse du granite du lac

Brisson est la prCsence de deux associations principales de mintraux zirconiferes : les associations zircon automorphe - vlasovite - elpidite et zircon fibroradiC - gittinsite. En ce qui concerne la premibre association bien reprCsentCe dans les facibs feldspathiques, le zircon automorphe a cristallisC tar- divernent mais en partie avant l'amphibole qui l'inclut; cela est en accord avec sa forme octaCdrique (Pupin 1980), sa limpi- ditC et sa puretC chimique (Platevoet 1987). La vlasovite le relaie dans la sCquence magmatique de cristallisation. L'elpidite est par contre de cristallisation ultime. Cette sCquence zircon automorphe -- vlasovite -- elpidite et l'individualisation non prtcoce du zircon s'expliquent par la haute solubilitC de Zr dans les liquides alcalins (Watson 1979) sous la forme de complexes du type (Na,K)2ZrSi05 (Linthout 1984), solubilitt favorisCe par de fortes teneurs en eau (Pupin et al. 1978), en F et en silice (Caruba 1977) : le zircon automorphe est significatif de la richesse initiale en Zr du magma, eu Cgard son agpai'citt et B ses autres caractbres, et il s'est exprim6 a l'arri- vCe B saturation du liquide residue1 encore situt dans son champ de stabilitC. La cristallisation de la vlasovite qui demande des tempkratures encore ClevCes (Baussy et al. 1974), supkrieures B celles envisageables pour le solidus (450-500°C?) du granite du lac Brisson, succbde 2 celle du zircon dans le liquide rtsiduel hypersodique situC maintenant dans le champ de stabilitC des zircono-silicates. Quant B l'elpidite, dont la cristallisation expkrimentale se fait, au contraire, 2 des tempkratures (Baussy et al. 1974; Currie et Zaleski 1985) infkrieures B celles envisageables pour le solidus, son dCp6t s'est fait B partir du fluide ultime toujours siliceux et de forte agpaicitt. La deuxibme association, zircon fibroradiC - gittinsite, est dtveloppCe dans le facibs quartzeux altCrC : elle est representative de 1'Cvolution postmagmatique du pluton B basse tempCrature (Salvi et Williams-Jones 1990), sous l'effet des fluides ultirnes. Le zircon fibroradik, intimement mC1C aux oxydes de fer et aussi B la fluorine si on s'en rapporte aux rCsultats analytiques (tableau 4), a cristallist i partir d'un fluide similaire B celui dont sont issues 19hCmatite et la fluorine de la brbche bordibre du pluton. La gittinsite dont la substitution B l'elpidite s'est faite B basse tempkrature, a sans doute le mCme fluide parent qui possCdait un caractbre remarquable : sa richesse en Ca dont on peut imaginer qu'il l'a acquise, tardivement et au moins partiellement, par lessivage de son encaissant (Salvi et Williams-Jones 1990; Pillet et al. 1992).

Remerciements Le travail de terrain et certains travaux analytiques ont CtC

effectuts sous les auspices du ministbre de 1'Energie et des Ressources du QuCbec. Le manuscrit a bCnCfici6 de la revue critique de T.C. Birkett et B. Bonin que nous remercions. Monsieur M. Rioux (dessins) et Madame A. Dupont (dac- tylographie) ont contribuC 2 la prCparation du document.

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Pétrologie du granite peralcalin du lac Brisson, Labrador central, Nouveau-Québec. II. Minéralogie et modalités de cristallisation