Signification des fluides carboniques dans les granulites et les skarns du Sud-Est de Madagascar

0 Acodemie

des sciences

/ Elsevier, Paris

/ Geomaferials

GComatCriaux

(P&rologie / Petrology)

Signification des fluides carboniiques dans les granulites et les skarns du Sud-Est de Madagascar Sign@cance of carbonic&ids Madagascar Andrianasolo

in the granulites and skarns of southeast

Ramambazafya, Bernard Moines, Michel Rak:otondrazafyb, Michel Cuneyc

a Laboratoire de mineralogie, UMR 5563, CNRS/universite Paul-Sabatier, 39, allees Jules-Guesde, 31000 Toulouse, b Departement des sciences de la Terre, universite d’Antananarivo, BP 906, Antananarivo, Madagascar ’ Cregu-UMR 7566G2R, BP 23,545Ol Vandoauvre-l&-Nancy, France

France

Abstract-In the granulites of southeast Madagascar, extensive skams are the .signature of intense fluid circulation coeval with regional metamorphism. Fluid inclusions in different minerals from gneisses and skams are CO,-rich (J&, 2 0.8). Corresponding isochores are in good agreement with mineral thermobarometry. Such fluids, with high Pco, and PO, and low PH20, are in equilibrium with the observed mineral assemblages. Contrary to some assumptions that granulite facies were produced through fluid-absent metamorphism, these results demonstrate equilibrium between granulite mineral paragenesis and a CO,-rich fluid phase. (0 Academic des sciences / Elsevier, Paris.) Fluid

inclusions

/ CO,

/ gramdite

facies

/ metasomatism

/ Madagascar

R&sum6 - Le domaine granulitique du Sud-Est de Madagascar est caracterise par un developpement extensif de skarns, temoins de circulations de fluides contemporains du metamorphisme regional. Les inclusions fluides dans les mineraux des gneiss et des skarns sont a P-Tdefinies par thermobaroX co, 2 0,8. Leurs isochores sont en accord avec les conditions metric minerale. De tels fluides, a PcO, et PO, elevees et PHzobasse, sont effectivement a I’equilibre avec les assemblages mineraux observes. A I’encontre des hypotheses qui consid&rent le facies granulite comme produit d’un metamorphisme sans phase fluide individuaIi&e, ces resultats montrent I’equilibre de granulites avec des fluides carboniques. (0 Academic des sciences / Elsevier, Paris.) inclusions

fluides /CO,

/ facih

granulite

/ mbtasomatose

/Madagascar

Abridged version Introduction The low water activity characteristic of granulite facies mineral assemblages can be the signature of equilibrium with CO,-rich fluids (Touret, 19951, possibly preserved in fluid inclusions (FI), or fluid-absent metamorphism (Valley et al., 1990). Study of FI and fluid-mineral equilibria in the Panafrican granulites of southeast Madagascar contributes to this much debated question (Newton et al., 1998). Note

pr6sentCe

par

Michel

Granulites from south Madagascar are mainly composed of pelitic and leucocratic gneisses and marbles. The far eastern part (region of Fort-Dauphin) is characterised by extensive granites and charnockites. A large number of phlogopitebearing diopside skarns occur everywhere in the granulites. In the Tranomaro area, at the western border of the eastern granitic belt, skarns also contain a typical uranothorianite [(Th,U)O,l mineralization. The present study concerns mainly the latter region. Conditions of metamorphism were

Durand-Delga.

Note remise le 30 juin 1998, acceptke apres revision le 19 octobre 1998. C. R. Acad.

Sci. Paris, Sciences

m0.327,743-748

de la terre

et des plan&tes

/ Earth

& Planetary

Sciences

A. Ramambazafy

et al.

T= 800-850 “C for P= 4-5 kbar in the East, increasing up to 10 kbar to the West. Thorianite-bearing skarns (exoskarns) were produced by metasomatic alteration of calcitic marbles (Moine et al., 1985) at the contact or in the vicinity of small granitic bodies which were altered into clinopyroxene-bearing granites and syenites (endoskarns) exhibiting an external zone composed of scapolite and wollastonite. Exoskams show two stages of crystallization: stage I is characterised by Al-rich diopside, scapolite + titanite + spine1 f wollastonite + uranothorianite and the assemblage corundum-spinel-meionite in Al-rich rocks; stage II corresponds to the occurrence of F-phlogopite, F-pargasite f thorianite and, in Al-rich rocks, hibonite (CaA1,,0,9) crystallized at the expense of corundum or spine1 whereas calcite + anorthite are formed after meionite. The age of stage I zircon is close to that of granulitic metamorphism and charnockite crystallization (565 and 570-580 Ma, respectively; Paquette et al., 1994).

Fluid

inclusions

Fluid inclusions have been studied in the following minerals: garnet from gneisses; quartz from gneisses and granites; apatite from monazite-bearing veins; corundum, spinel, scapolite, wollastonite, anorthite and hibonite from skarns. Three types of FI can be distinguished. - Carbonic FI (invisible water i.e., &o, > 0.8), with a primary or pseudo-secondary habitus, are predominant in all minerals. They are the only FI observed in garnet from gneisses as well as in skarn minerals. Isochores for CO, FI in garnet are in good agreement with thermobarometry from mineral assemblages. In particular, a pressure increase from Tranomaro to the western region is clearly recorded by the evolution of CO, density cfigure 1). This demonstrates that these FI were trapped during the major metamorphic event. In skarns, primary FI within corundum (Rafaranalisoa, 1988) and spine1 have densities very close to those for FI in garnet (figure2). Thus, pressure for stage I metasomatism was P N 5 kbar for TN 850 ‘C, a minimum temperature determined by the stability of nearly pure meionite (Rakotondrazafy et al., 1996). Isochores for stage II minerals @gure 2) indicate a lower pressure : P N 3.5 kbar for T= 800 “C, deduced from the maximum meionite content of scapolite which was not altered into anorthite + calcite (Rakotondrazafy et al., 1996). Isochores for FI within other stage I minerals, such as wollastonite and scapolite, are close to those for stage II. This can indicate reequilibration by internal overpressure yigure 2). Note that primary carbonic FI in quartz from gneisses and granites also exhibit lower densities than similar FI in garnet yigure I>. - H,O-NaCl-CO, FI t&o, = 0.40.55; 7.3wt% eq. NaCl) of pseudo-secondary habitus occur within quartz from gneisses and granites. They were probably trapped at a late metamorphic stage (T2 400 “C, PI 3 kbar) because, when compared with the carbonic FI, they do not exhibit the criteria for simultaneous trapping and their isochores are much steeper. - H,O-NaCl (5.7 wt % eq NaCl) FI are clearly secondary. They were probably trapped at a temperature lower than 300 OC, at a pressure lower than 3 kbar.

744

C. R. Acad.

Fluid-mineral

equilibria

In the granulites of southeast Madagascar, the hypothesis of fluitd-absent metamorphism is untenable because a fluid phase was necessarily implied in formation of skarns. It is necessary to check whether or not high Pco, values are compatible with the different mineral assemblages. Figure3 demonstrates that, for PF(fluid pressure) = PL(load pressure), a high value of &.oz (0.82) in a H,O-CO, mixture is required by the quartz-biotitegarnet-sillimanite-potash feldspar assemblage in gneisses. However, this does not mean high PCO,,when PF<< P,. By contrast, the equilibrium quartz + calcite = wollastonite + CO, is directly dependent on PCO,.At a given Pand 1: the relation log(ac,J = log(uo,) + log K, deduced from expression of the equilibrium constant, shows a linear correlation between the activities of CO, and quartz. Figure 4 displays this equilibrium for four values of quartz activity: the 1.0 (saturation)-08 range is characteristic of the surroundings of granites (endoskarns) where wollastonite occurs; the 0.3-0.05 range corresponds to exoskarns where calcite is stable instead of wollastonite. For low PCIO, G&, < 0.2-0.3), wollastonite would not be restricted to rocks with a high uoz but would occur in exoskarns too. In endoskarns, wollastonite can be stable at 800 OCfor &oz 2 0.8 if PC 4 kbar, in agreement with FI density observed in this mineral yigure 4). As already said, these FI were probably reequilibrated under stage II conditions. The mean stage I isochore passes through the P-T conditions defined for this stage: P= 5 kbar for T= 850 “C, the probable minimum temperature. For these conditions, it can be verified that wollastonite is in equilibrium with a fluid of Go, as high as 0.8. Limiting values of PCO,can also be deduced from estimates of oxygen fugacity. In gneisses and granites, log(@ between QFM - 0.8 and QFM + 0.4 (QFM for quartz-fayalite-magnetite buffer) can be calculated from the composition of coexisting ilmenite and biotite (Patino Deuce et al., 1993). In skarns, fo, is estimated from the clinopyroxene composition, using the solid solution model developed by Sack and Ghiorso (1994). The calculated values of log(foJ are about QFM for endoskarns and up to QFM + 2, for exoskarns. For a fluid in equilibrium with graphite at 800 ‘C and 5 kbar, Xco, 2 0.8 implies log fo, 2 QFM - 0.9. This limit increases to QFM - 0.6 and QFM + 0.1 for a graphite activity of 0.5 and 0.3, respectively. Thus, the values off& constrained by mineral assemblages are compatible with CO,-rich fluids, except for extreme undersaturation with respect to graphite. A last argument pointing to primary CO,-rich fluids is the high F content of micas (especially phlogopite from skarns) from the Tranomaro area. From these compositions and for T= 800 ‘C and Pp= PL= 5 kbar, a mean value of = -0.7 can be calcu ated for 10g(~,d~~,) in the fluid phase (Maine et al., 1997). This implies Xc o2 > 0.75 to explain stability of calcite instead of fluorite in equilibrium with phlogopite.

Conclusions In conclusion, a set of convergent arguments demonstrates that carbonic fluid inclusions in the granulites of southeast Madagascar are representative of a fluid phase present during peak metamorphism and metasomatism. Stable isotope analy-

Sci. Paris. Scienc:es

de la terre

et des plan&tes

/ Earth &PlanetarySciences 1998.327.743-748

Signification

ses have shown the crustal origin of these fluids and their probable relation with granitic magma&m (Boulvais, 1997). Formation of skams requires transport of a large number of elements over long distances. However CO,-rich fluids can probably carry only limited quantities of dissolved species: as an example, solubility of quartz in a fluid with Xc,* 2 0.8 is nearly 100 times lower than in pure water. As demonstrated by

sait

que

dans les termes alumineux, tion avec la destabilisation

les parageneses

du facies

granulite

les

dualisee. circulations

d’echantillons (Ramambazafy, gneiss et leptynites ; quartz

de fluides,

comme

a celles

du metamorphisme

attribuees a des granulitique. dans les une contria des forcirculations regional.

3.1.

Panafricain (Paquette et presente un developpeen diopside, qui consti-

1998.327,743-748

Sci. Paris. Sciences

de la terre

I Earth

(C)

grenats

des

kbar I’ac-

I’ouest est bien enregistre que les fluides carboniavec les conditions P-T dans le corinde celles des

gneiss (figure 2), montrant que les conditions 1 de la metasomatose sont celles du metaLa presence de scapolite voisine du pole indique T2 850 “C (Rakotondrazafy et al.,

P-T du stade morphisme. meionite

1996), valeur sensiblement plus elevee que celle definie pour les gneiss. Cette difference reflete probablement des reequilibrages partiels des thermometres bases sur les echanges Fe-Mg entre mineraux. L’anorthite et la hibonite sont

typiques du stade II et les isochores de leurs IF sont de plus basse pression (3,5 kbar pour 800 “C, tlamperature definie par la composition des scapolites les plus riches en meionite, epargnees par la trans-

(figure2)

avec

et des plan&es

carboniques

spinelle, scapodes skarns. Trois

du metamorphisme regional. Dans Ies skarns, les inclusions primaires don et le spinelle ont des isochores voisines

petite taille. Au voisinage des contacts, ces granites sont transform& en endoskarns : granites et syenites h clinopyroxene avec, en bordure, des scapolitites a wollastonite. Deux stades principaux de cristallisation ont ete reconnus dans les exoskarns (Rakotondrazafy et al., 1996) : stade /a diopside alumineux et scapolite & titanite + spinelle +

C. R. Acad.

realisee sur vingtaine

these en tours) : grenat des de ces roches et des granites ;

croissement de la pression vers par les IF. Ces resultats montrent ques ont cles densites compatibles

sions sont plus elevees (jusqu’a 10 kbar pour 800 “C ; Martelat et al., 1997). Les skarns a thorianite proviennent principalement de la transformation de marbres calcitiques au contact ou a proximite d/intrusions granitiques de

des varietes ; stade /I a + uranothorianite et,

Les fluides

IF a ete d’une

montre que les isochores passent par le domaine 4-5 et 750-800 “C, defini par I’assemblage a quartz-plagioclase-orthopyroxene-grenat de Tranomaro. De plus,

etude concerne principalement cette derniere region. Les conditions du metamorphisme regional y sont de basse pression (4-5 kbar pour environ 800 “C-850 “C ; Rakotondrazafy et al., 1996), alors que, vers I’ouest, les pres-

f uranothorianite, a corindon-spinelle-meionite et fluor-pargasite

des provenant

Ce sont des IF saris eau visible (Xco, 2 0,8), primaires a pseudo-secondaires, qui sont les plus abondantes et les seules presentes dans les mineraux des skarns. Dans le grenat des gneiss, elles sont primaires et seules. La figure 1

tuent une multitude de gisements de phlogopite. A I’est, dans la region de Tranomaro, au pied des chaines Anosyennes, I’uranothorianite [(Th,U)O,)] est un mineral caracteristique des skarns (Moine et al., 1985). La presente

wollastonite alumineuses fluor-phlogopite

L’etude microthermometrique mineraux suivants,

Ma

de pikgeage

apatite des roches a monazite ; corindon, lite, wollastonite, anotthite et hibonite familles d’lF ont ete reconnues.

2. PCtrographie Le domaine granulitique d’age al., 1994) du Sud de Madagascar ment extensif de skarns, riches

hibonite (CaAI,,O,,), en relade la meionite en anorthite +

3. Types et conditions des inclusions

lithostatique, respectivement). Mais des etudes recentes (Valley et al., 1990) ont montre que certaines parageneses granulitiques signifient aussi PcO, basse, ce qui implique PF << PL, soit un metamorphisme saris phase fluide indivi-

L’etude des IF et des equilibres fluides-mineraux granulites du Sud-Est de Madagascar apporte bution originale a ce debat, car elle s’applique mations metasomatiques, temoins d’intenses

dans les granulites

calcite. Le stade I, date a 565 Ma, est subcontemporain du metamorphisme et des charnockites a 570-580 (Paquette et al., 1994).

se sont

formees dans des conditions de tres faible activite de I’eau dans la phase fluide (a u o IO,2-0,3). La presence, dans les mineraux des granulftes, d’inclusions fluides (IF) carboniques (Touret, 1995) peut expliquer cette particularite pression fluide et si PF = PL = PH,o + Pco, (PF et PL pour

Les IF carboniques sont alors posterieures au metamorphisme

carboniques

experimental studies (Shmulovich and Plyasunova, 1993; Gibert et al., 19981, unmixing could have occurred in the H,ONaCl-CO, system under low pressure granulite-facies conditions and produced a CO,-rich phase coexisting with a H,ONaCl brine which may have preferentially migrated (Gibert et al., 1998). S,uch a brine would probably be the main fluid involved in metasomatic transport.

1. Introduction On

des fluides

formation que les & Planetary

en anorthite + calcite). isochores des IF dans

Sciences

Cette figure la wollastonite

montre aussi et dans la

745

A. Ramambazafy

et al.

6:*ena** i.:

IO

GNEISS.

LEPTYNITES

SKARNS dC02 = 0.916,.7

1

grenat 5 kgion Ouest

(a>

2

,w-

I

I

*

t

I

I

I

400

500

600

700

800

5'00

1000

Ol 300

400

500

600

800

700

900

300

1000

T(OC)

VW

Figure 2. Positions moyennes et domaines de variation (pour T= 800 “C ; aires en pointiilb) des isochores des IF carboniques dans les min&aux des skarns des stades I et II. -3 @@

Figure 1. lsochores moyennes des IF carboniques dans les granulites regionales et domaines P-Tdbfinis par thermobarom&rie. Mean fields

isochores determined

for carbonic FI within by thermobarometry.

regional

granulites

and

P-T

Mean position for carbonic

scapolite, mineraux du stade I, sont comparables a celles du stade II. II s’agit probablement d’un r&quilibrage d’inelusions primaires au sein de mineraux plus sensibles ZI ces reajustements que le corindon et le spinelle. Plusieurs g@n&ations d’iF dans le corindon (isochore basse, figure 2) sont sans doute i rapporter au stade II. Notons que les inclusions C, les plus pr&oces, dans le quartz des gneiss et granites sont egalement de pression relativement basse (figure 7). Elles semblent aussi avoir & r&$quilibr~es dans les conditions du stade II de la m&asomatose, alors que les inclusions C des grenats gardent la marque du pit du m&amorphisme.

and range (for T= 800 “C; stippled FI within stage I and II skarn minerals.

aquo-carboniques

(IX)

Sci.

aqueux

(1)

Des IF aqueuses a 5,7 % eq. NaCI, d’origine secondaire, sont kgalement localisees dans le quartz des granites, cles gneiss et des leptynites, oti elles apparaissent les plus tardives. Pour T= 800 “C, leurs isochores indiquent des pressions tr& Clevees (= 11 kbar), incompatibles avec les conditions du m&amorphisme. Ces fluides sont done t&s postkrieurs au mktamorphisme et a la mktasomatose granulitiques. Leur temperature de pikgeage a sans doute &! inferieure A 300 “C, temperature pour laquelle la pression interne est de 3 kbar.

Ce sont des IF de composition &, = 0,4-0,5 et 4-l 0 % kq. NaCI, pseudo-secondaires, dans le quartz des granites, des gneiss et des leptynites. On peut tout d’abord ecarter que les inclusions LC rCsultent du melange accidentel du fluide L (ci-dessous) avec d’anciennes inclusions C (notamment, LC souvent presentes en I’absence de L et toujours dominantes sur celles-ci). Elles sont probablement post&ieures aux inclusions C, car les principaux criteres de relation par demixtion avec ce fluide, dans le cas d’un piCgeage h&&og&ne (variations du degr& de remplissage, de la temperature d’homog&Cisation partielle et de la salinite) ou d’un pit?geage homogkne (homogeneisation 5 la meme tempbrature des deux fluides, I’un en phase vapeur, I’autre en phase liquide) et, de toute faGon, le caractPre trbs sale de la phase aqueuse, ne sont pas remplis. Dans les m&mes cristaux de quartz, les isoC. R. Acad.

of isochores

chores des IF de type LC indiquent, pour T= 800 “C, une pression sup&ieure d’environ 1 kbar 2 celle du type C, confirmant ainsi que ces deux types d’lF ne sont pas contemporains. Les inclusions LC ont et6 piegbes a T L 400 “C ( Th, o-co* modale) et P > 3 kbar, soit ZI un stade tardif du m&amorphisme. La temperature de fusion de CO, se rbpartit entre -57,5 “C et -56,6 “C pour les IF des types C et LC. Les analyses Raman des IF des deux types a TfcQz basse ont montre la pr6ence de N, (jusqu’a 25 %) et l’absence de CH,. 3 . .21. Les fluides

3.2. Les fluides

areas)

equilibres carboniques

4.

entre minhaux

et fluides

DalIs le Sud-Est de Madagascar, I’idke d’un mCtamorphime sans phase fluide individualisbe parait irrealiste, en raison de I’abondance des skarns, dont la formation exige Paris,

Sciences

de

la terre

et des

plan&es

/ Earth

& PlanetarySciences 1998.327,743-740

Signification

d’importants transports par des fluides. Toutefois, il convient de verifier que les assemblages mineraux sont bien en accord avec des valeurs elevees de Pco,. La figure3 montre que, pour un melange H,O-CO, et PF = 5, I’equilibre quartz-biotite-grenat-feldspath potassique-sillimanite des gneiss implique Xco, elevee comme consequence d’une valeur basse de XHzo. Cela ne signifie pas Pco, elevee si PF << PL. Par contre, I’equilibre quartz + calcite = wollastonite + CO, depend directement de Pco,. Pour Tet Pdonnbes, I’expression de la constante d’equilibre conduit a log&-o,) = log(ao,) + log(K,,), ce qui montre que I’activite maximale de CO, permise dans un fluide a I’equilibre avec la wollastonite augmente avec I’activite du quartz. Le diagramme de la figure 4 represente cet equilibre, P 800 “C, pour quatre valeurs de aoz. Le domaine ao, = 1,O (saturation)-0,8 caracterise I’environnement granitique (endoskarns), oti la wollastonite est presente ; le domaine aQr = 0,3-0,05 est celui des exoskarns, oti la wollastonite est absente. On voit que la wollastonite peut etre stable, a proximite des granites, pour Xc., 2 0,8 si PS 4 kbar, ce qui est en accord avec les densites des IF dans ce mineral. Mais, comme on I’a vu, ces inclusions ont probablement kte reequilibrees dans les conditions du stade II de la metasomatose. On verifie que, pour Xco, = 0,8, l’isochore moyenne du stade I se situe effectivement dans le domaine de la wollastonite a 5 kbar et 850 “C, conditions proba-

loool

\

1

1

des

0.2

fluides

carboniques

0.4

0.6

dons

les granulites

0.8

1.0

XCO* Figure 4. IRelations P-Xcoz, a J= 800 “C, determinCes par I’equilibre quartz + calcite = wollastonite + CO,, pour des valeurs de I’activite clu quartz variant entre 1,0-0,8 (endoskarns) et 0,3-0,05 (exoskarns). IF : domaine correspondant aux IF dans la wollastonite. _,~ ,(“, s., ~2(,~“‘-‘te” relationships, at T = 800 “C, determined by the quartz + p-xco,r calcite = wollastonite + CO, equilibrium, for quartz activity varying between 1.0-0.8 (endoskarns) and 0.3-0.05 (exoskarns). IF: field for FI within wollastonite.

bles de ce stade. Si Pco, avait ete basse (Xco, < 0,2-0,3), la wollastonite serait presente, au lieu de la calcite, dans les exoskarns.

700 -

6001 0.5

1 0.6

I 0.7

I 0.8

I\ 0.9

I I 1.0

xc02 Figure 3. Conditions J-X,9, p our P = 5 kbar, definies par les equilibres entre quartz(bQz)-feldspath potassique(Kfs)-sillimanite(Si) et les pules respectivement Mg (Phi, Py) et Fe (Ann, Aim) de la biotite et du grenat (programme TWEEQU de Berman, 1991). $imasq: conditions, for P= 5 kbar, determined by the T-Xc,, tween quartz(bQz)-potash feldspar (Kfs)-sillimanite(Si) (Phi, Py) and Fe (Ann, Aim) end-members of biotite respectively (TWEEQU software by Berman, 1991). C. R. Acad. 1998.327.743-748

Sci. Paris,

Sciences

de

la terre

et des

equilibria beand the Mg and garnet,

plan&es

I Earth

Un de!; arguments essentiels de Valley et al. (1990) pour demontrer que, dans les Adirondacks, Pco, comme PHzo ont ete basses est que les valeurs de la fugacite d’oxygene (fo,,) fix&s par I’equilibre ilmenite-magnetite sont nettement plus faibles que celles definies par un fluide riche en CO,. Dans les gneiss et granites du Sud-Est de Madagascar, I’assemblage ilmenite-magnetite est tres rare et fo, ne peut etre estimee que par I’assemblage ilmenite-biotite (Patifio Deuce et al., 1993). Les calculs donnent des valeurs de log(fo,) comprises entre QFM + 0,4 et QFM - 0,8 (QFM designe le tampon quartz-fayalitemagnetit,@. A I’equilibre avec le graphite, pour T= 800 “C et P= 5 kbar, un fluide a Xc-, 2 0,8 implique log(fO,) 2 QFM - 0,9, en accord avec la limite obtenue par I’assemblage biotite-ilmenite. Cette limite inferieure de log(fO) s’eleve dans le cas d’une sous-saturation en graphite, ce qui est la regle dans les roches etudiees : on obtient log(fo,) 1 QFM - 0,6 pour une activite du graphite (a,,) de 0,5 et log(fO,) 2 QFM + 0,l pour a,, = O,l, valeur extremernent basse, sans doute improbable. Ainsi, les fluides riches en CO, impliquent des valeurs de fo, comparables a celles definies par les assemblages mineraux des gneiss et granites. & flonefary

Sciences

A. Ramambazafy

et al.

Les exoskarns ne contiennent pas d’oxydes de fer et les endoskarns contiennent localement de I’ilmenite 2 I’equilibre avec le clinopyrox&ne. Le modele de solution solide du clinopyroxtine de Sack et Ghiorso (1994) permet d’estimer fo, h partir de la composition de ce min.&al, en particulier des proportions calculCes de Fe2+ et Fe3+. On obtient ainsi des valeurs de fo, voisines du tampon QFM pour les endoskarns et, en moyenne, nettement plus 6lev6es, jusqu’a QFM + 2, pour les exoskarns. Ce r&&at s’accorde avec le caractere fortement magnesien des exoskarns, qui implique une oxydation de Fe2’ en Fe3+ pour des skarns abaisser aFez+/ aMgz+.Ainsi, I’6tat d’oxydation semble &re en accord avec celui de fluides riches en CO,. Un dernier argument en faveur d’un fluide primaire i CO2 p&dominant est la richesse en fluor des micas de la r&ion de Tranomaro, en particulier de la phlogopite des skarns. A partir de cette composition, on peut estimer, pour T= 800 “C et fF = PL = 5 kbar, log(a,,/a,z,) = -0,7 dans la phase fluide (Moine et al., 1997). Cette valeur impose Xco, -> 0,75 pour la stabilite de la calcite au lieu de la fluorine ?I I’equilibre avec la phlogopite. Ce r6sultat est coh&ent avec les autres estimations. Dans I’hypoth&se oti PL = 5 kbar mais PF = 1 kbar, on devrait avoir Xco, 2 0,9, valeur qui parait excessive et qui impliquerait un trPs large domaine de stabilite de phlogopite-fluorine, ce qui n’est pas observe.

5. Discussion

et conclusion

En conclusion, tous les crit&es - morphologie et densit6 des inclusions fluides, contraintes fixees par les 6quilibres fluides mineraux - montrent que les fluides carbo-

Berman R.C. 1991, Thermobarometry using calculations: a new technique, with petrological Mineral., 29,833-855

multi-equilibrium applications,

Can.

Boulvais P. 1997. Sources et bilans chimiques des circulations fluides dans la croQte profonde : exemples des zones metasomatiques de Tranomaro (Sud-Est de Madagascar), T&e, Universite 351

de de

p.

Giber? F., Guillaume D. et Laporte D. 1998. Importance of fluid immiscibility in the H,O-NaCl-CO, system and selective CO, entrapment in granulites: experimental phase diagram at 5-7 kbar, 900 “C and wetting textures, Eur. /. Mineral. (sous presse) Martelat J.-E., Nicollet C., Lardeaux drazafy R. 1997. Lithospheric tectonic high grade metamorphism in the southern din. Acfa, 10,94-l 14 Moine B., Rakotondratsima ?I urano-thorianite du Sud-Est chimiques de la m&asomatose,

C. et Cuney M. 1985. Les pyroxenites de Madagascar : conditions physicoBull. Minkal., 108, 325-340

Aranovich L.Y., Hansen fluids in Precambrian Res., 91,41-63

M., Cuney M. et de in the transport of Th, Zr, of South Madagascar, in: E.C. et Vandenheuvel deep-crustal

B.A. metamor-

C. R. Acad.

Paliiio Deuce A.E., excess mixing properties tions to geobarometry 113-131

B. et Rakotondrazafy and Sm-Nd isotopic /. Ceol., 102, 523-538

Johnston A.D, et Rice in biotite: a working and geothermometry,

Rafaranalisoa E. 1988. (CaAI, 20,,) de Madagascar,

Sci. Paris,

M. 1994. study of a

J.M. 1993. Octahedral model with applicaAmer. Mineral., 78,

Don&es nouvelles sur T&e, Universite Paris-VI,

la 210

hibonite p.

Rakotondrazafy M., Moine B. et Cuney M. 1996. Mode of formation 01’ hibonite (CaAl,,O,,) within the U-Th skarns from the granulites of South-East Madagascar, Contrib. Mineral. Petrol., 12 3, 1 go-201 Sack R.O. et Chiorso MS. 1994. Thermodynamics ponent pyroxenes. Ill. Calibration of Fe*‘(Mg)-1, TiFe3+(MgSi,)-1, AIFe3’(MgSi)-1, NaAI(CaMg)-1, Ca(Mg-1 exchange reactions between pyroxenes Contnb Mineral. Petrol., 118,271-296

J.-M., Vidal C. et Rakotonstructures developed under part of Madagascar, Ceo-

Moine B., Ramambazafy A., Rakotondrazafy Parseval P. 1997. The role of fluor-rich fluids Ti and REE: an example from the granulites ECROFlXIV, Nancy, 209-210 Newton R.C., 1998. Hypersaline phism, Precambrian

La formation des skarns r&ulte du transport a large 6chelle d’&l@ments varies comme Si, Mg, Th, U, Zr et les terres rares. II est difficile d’envisager que les fluides carboni.ques ont et6 les seuls mis en jeu dans une metasomatose aussi intense. En particulier, le transport de silice (SiO,?,,,) a dill &tre massif pour transformer les marbres calcitiques (ou dolomitiques) en diopside. Or, la solubilit6 du quartz dans un fluide 2 Xco, 2 0,8 est pr& de 100 fois plus faible que dans un fluide aqueux dans des conditions P-TconsidW!es. Les travaux experimentaux recents par la mkthtode des inclusions fluides synthetiques (Shmulovich et Plyasunova, 1993 ; Gibert et al., 1998) demontrent I’existence d’un large domaine de dCmixtion dans le syst&me H,O-CO,-NaCI a haute temperature (700-900 “C) et basse pression (2 5-7 kbar), conditions r6unies dans le Sud-Est de Madagascar. II est done probable qu’un fluide aqueux t&s sal6 a coexist6 avec le fluide carbonique observ6. Le transport des m&aux pourrait alors Gtre attribu& 2 cette saumure. II reste que cette seconde phase fluide n’a pas 6t6 observee dans les roches du Sud-Est de Madagascar. Elle aurait pu migrer p&f&entiellement, comme le montrent des travaux exp&imentaux (Giber? et al., 1998). De plus, dans le cas d’une dhmixtion, la phase carbonique devrait contenir des quantitb d’eau largement d&elables (40 ou 50 moles %). Des etudes en tours s’attachent 2 verifier I’existence d’eau (( invisible )> et 2 estimer son importance dans les inclusions carboniques.

Paquette J.-L., Nedelec A., Moine U-Pb, single zircon Pb-evaporation granuiite domain in SE Madagascar,

6. Rbfbrences

Rennes-I,

niques du Sud-Est de Madagascar sont contemporains du mc?ta!morphisme granulitique et de la mCtasomatose qui I’accompagne. Les etudes isotopiques montrent que ces fluides sont d’origine crustale, en relation probable avec les intrusions granitiques (Boulvais, 1997).

Shrnulovich ternary systems and P, Geochem.

K.I. et Plyasunova formed by H,O and Infern., 30,53-71

of multicomTiAI,(MgSi,)-1, AI,(MgSi)-1 and and silicate melts,

N.V. 1993. Phase equilibria in CO, with CaCI, or NaCl at high J

Touret J.L.R. 1995. The role and nature of fluids in the continental lower ,crust, in : Yoshida M. et Santosh M. (eds), Memoir Geolog. Sot. India, 34, 143-l 60 Valley morphism 555-596

J.W., Bohlen S.R., in the Adirondacks.

Scienc:es

de

la terre

et des

Essene E.J. et Lamb W. 1990. MetaII. The role of fluids, /. Petrol., 31,

plan&tes

/ EatTh & fbrtefary Sciences 1998.327.743-748