© É. Marcoux et al., Published by EDP Sciences 2021

1 Introduction

Les coupoles granitiques porteuses de minéralisations à étain, tungstène, lithium, niobium-tantale et/ou uranium sont couramment appelées granites à métaux rares (GMR). Il s’agit toujours d’intrusions fini-orogéniques mises en place à faible profondeur. Trois environnements abritent ces objets minéralisés : leucogranites fréquemment accompagnés de filons à étain-tungstène, granites anorogéniques annulaires alcalins et intrusions subvolcaniques (Cuney et al., 1992 ; Raimbault et al., 1995 ; Gloaguen et al., 2013).

En Europe occidentale, ces coupoles sont associées à des leucogranites évolués mis en place lors de la collision finale de l’orogène hercynien, globalement entre 320 Ma et 290 Ma. Une discrète ceinture de granite à métaux rares existe au nord du Massif Central Français (Cuney et al., 2002). Elle s’étend selon une bande est-ouest d’environ 230 km depuis Richemont à l’ouest jusqu’à Chavence à l’est, avec des âges de mise en place s’échelonnant de 317 à 300 Ma, et comprend notamment les deux coupoles granitiques peralumineuses riches en phosphore-lithium-étain de Beauvoir-Échassières et de Montebras (Cheilletz et al., 1992 ; Cuney et al., 1992 ; Raimbault et al., 1995 ; Gloaguen et al., 2013) et s’exprime sous des formes diverses telles que le petit stock granitique à topaze de Chavence (Mourey, 1985), le champ de pegmatites d’affinité LCT (lithium-césium-tantale) des Monts d’Ambazac (Deveaud et al., 2015 ; Villaros et Pichavant, 2019) et leur équivalent volcanique, la rhyolite peralumineuse de Richemont (Raimbault et Burnol, 1998).

D’un point de vue structural, ces intrusions se positionnent dans l’unité para-autochtone du Massif central (Faure et al., 2009), composée de puissantes séries métasédimentaires avec amphibolites, ou juste au-dessus de l’unité para-autochtone. Elles montrent en plus un lien spatial avec les grandes failles ductiles, comme le cisaillement tardi-hercynien globalement est-ouest de la Marche.

Cette étude porte sur la coupole de Montebras, située sur la commune de Soumans en Creuse, 25 km à l’ouest de Montluçon. Les récents travaux scientifiques, ont apporté de nouvelles données géochronologiques et minéralogiques qui permettent de préciser les modalités de mise en place de cette coupole et d’actualiser ainsi le remarquable travail d’Aubert (1969).

2 Contexte économique

Montebras fut exploité pour l’étain dès l’époque gallo-romaine. L’exploitation a repris sporadiquement à partir de 1859, amenant la modeste production de 190 tonnes d’étain et surtout de 2000 tonnes d’amblygonite, un phosphate de lithium (Li,Na)Al(PO₄)(F,OH), entre 1882 et 1907. En parallèle, l’extraction de kaolin et de feldspath débuta au début du 20^e siècle pour atteindre 40 kt de feldspath en 1964. En 1955, le BRGM s’intéresse à Montebras pour le lithium et l’étain, mais ces travaux resteront sans suite. Aujourd’hui c’est le groupe Imerys qui exploite le « feldspath », en fait le leucogranite albitique blanc, très riche en feldspaths alcalins, pour une production d’environ 245 kt/an. Deux carrières contiguës, bientôt réunies, sont ouvertes : la grande carrière à l’est, en cours de remblaiement dans sa partie la plus orientale, et la nouvelle carrière, plus petite, récemment ouverte à l’ouest. Simplement broyé et criblé le leucogranite albitique est expédié sous l’appellation commerciale de RF4 à destination d’industriels céramistes.

Signalons que le leucogranite albitique de Beauvoir-Échassières dans l’Allier, est également exploité par Imerys mais pour le kaolin (environ 20 kt/an), avec environ 50–60 tonnes/an de cassitérite et columbo-tantalite récupérées en sous-produit.

3 Méthodes et techniques analytiques

Toutes les analyses, mis à part les datations par LA-ICP-MS, ont été réalisées, et les documents photographiques obtenus à l’Institut des Sciences de la Terre d’Orléans (ISTO, France). Les observations pétrographiques et minéralogiques ont été effectuées avec un microscope optique en lumière transmise et réfléchie Leica. Les images en électrons rétrodiffusées (BSE) ont été obtenues sur un microscope électronique à balayage Merlin compact ZEISS équipé d’un détecteur EDS Bruker sous une tension d’accélération de 15 kV.

Les analyses ponctuelles d’éléments majeurs et mineurs ont été réalisées avec une microsonde électronique de type CAMECA SX Five sous une tension d’accélération de 20 kV et un courant de faisceau de 40 nA. Les standards utilisés sont les suivants : apatite (PKα), topaze (FKα), cassitérite SnO₂ (SnLα), hématite Fe₂O₃ (FeKα), MnTiO₃ synthétique (MnKα et TiKα), Nb (NbLα), Ta (TaLα) et W (WLα) métalliques, célestite SrSO₄ (SrKα), xénotime YPO₄ (YKα), LaPO₄ (LaKα), monazite CePO₄ (CeKα), vanadinite (ClKα), pyrite FeS₂ (FeKα et SKα), roquesite CuInS₂ et cuivre métal (CuKα), sphalérite ZnS (ZnKα), bismuth, sélénium et argent métalliques (BiLα, SeLα, AgLα), stibine Sb₂S₃ (SbLα), AsGa synthétique (AsLα). Un cristal homogène de cassitérite a servi de standard secondaire.

L’analyse par diffraction des rayons X (DRX) de la qitianlingite a été réalisée avec un diffractomètre Bruker D8 Advance à source de cuivre (λ = 1,5406) au CEMHTI, CNRS, Orléans.

Les datations U-Pb ont été réalisées au sein de la Plateforme Analytique GeOHeLiS de l’Université de Rennes 1 située au laboratoire des Géosciences de Rennes (OSUR) avec la méthode LA-ICP-MS sur lames épaisses ou sections polies sur apatite, zircon, colombo-tantalite et cassitérite. Un laser ESI NWR193UC Excimer couplé à un ICP-MS quadripole Agilent 7700x a été utilisé. Pour les apatites, un faisceau laser de 50 μm de diamètre, une fréquence de 5 Hz et une fluence de 5,8 J/cm², ont été utilisés avec les standards d’apatites Madagascar (Thomson et al., 2012) comme standard primaire et Durango (McDowell et al., 2005) et McClure (Schoene et Bowring, 2006) comme standards de contrôle ; pour les zircons un faisceau laser de 30 μm de diamètre avec une fréquence de 3 Hz et une fluence de 5,5 J/cm² ont été utilisés avec le standard de zircon GJ-1 comme standard primaire (Jackson et al., 2004) et le standard de zircon Plésovice (Sláma et al., 2008) comme standard de contrôle. Pour des informations supplémentaires sur les différents protocoles analytiques, voir Pochon et al. (2016) pour l’apatite, Ballouard et al. (2018) pour le zircon et le tableau de l’Annexe B.

Pour les datations sur colombo-tantalite et cassitérite, l’absence de standard primaire de même nature nous a contraint d’utiliser des standards primaires de natures différentes. Ainsi pour les colombo-tantalites nous avons utilisé le zircon GJ1 (Jackson et al., 2004) comme standard primaire suivant la méthode décrite dans Fosso Tchunte et al. (2018). Les conditions pour l’ablation laser étaient de 40 μm, 4 Hz et 6,2 J/cm².

Pour la cassitérite, des publications récentes (Neymark et al., 2018 ; Li et al., 2019) ont démontré que la cassitérite peut être datée avec succès à l’aide du chronomètre U/Pb. Il n’existe cependant, à notre connaissance, aucun standard officiel disponible pour la datation LA-ICP-MS de la cassitérite. En effet, le protocole standard pour la datation U-Th/Pb in-situ nécessite l’utilisation d’un standard de matrice identique, car il a été démontré que cette technique peut être affectée par des effets de matrice (Sylvester, 2008). Dans leur récent article, cependant, Neymark et al. (2018) ont démontré que la cassitérite pouvait être datée par LA-ICP-MS sans avoir besoin d’un standard matriciel, tandis que Li et al. (2019) ont utilisé un standard « maison » de cassitérite (AY-4). Dans cette étude, nous avons décidé de suivre un protocole différent qui consiste à standardiser la cassitérite (SnO₂) avec la baddeleyite (ZrO₂), un autre oxyde. Afin de vérifier la pertinence de cette approche, nous avons analysé, comme standard secondaire, un grain de cassitérite magmatique du gisement d’Abbaretz âgé de ca. 318 Ma (Augier et al., 2011 ; Tartèse et al., 2011). Nous avons pour cela utilisé les conditions analytiques suivantes : 40 μm, 4 Hz et 6,2 J/cm². La baddeleyite Phalaborwa âgée de 2,06 Ga (Heaman et LeCheminant, 1993) a ainsi été utilisée comme standard primaire tandis que la cassitérite d’Abbaretz a été utilisée comme standard secondaire et a donné un âge concordia équivalent dans l’erreur à 324,5 ± 6,5 Ma (n = 25 ; MSWD = 3,1). Des informations supplémentaires sur ce protocole de datation sont disponibles dans l’Annexe A.

Dans tous les cas, les données brutes ont été traitées avec Iolite4 (Paton et al., 2010, Paton et al., 2011 ; Chew et al., 2014). Les diagrammes et les calculs d’âges ont été obtenus avec IsoplotR (Vermeesch, 2018). Les conditions analytiques et les données obtenues sur les standards de contrôle sont fournies en Annexes A, B et C.

4 Contexte géologique

Le secteur appartient au plateau d’Aigurande et à la chaîne de la Marche et comprend un empilement de nappes métamorphiques avec des micaschistes de l’unité du para-autochtone (PAU) à la base, des formations de l’unité inférieure des gneiss (UIG) et des migmatites de l’unité supérieure des gneiss (USG) au sommet, ensemble plissé selon des plis d’axe NE-SW à E-W et envahi de granites hercyniens (Faure et al., 2009 ; Fig. 1). D’importantes zones de cisaillement, notamment celles de la Marche et de Boussac orientées E-W, découpent ces formations à la fin de l’Hercynien et contrôlent au moins en partie la mise en place de ces granites.

Fig. 1 (a) Situation de Montebras dans le nord Massif central et (b) géologie locale (d’après Faure, 2014 ; Faure et al., 2009, et la carte géologique de la France au 1/50 000e, feuilles Aigurande et Boussac, éd. BRGM). (a) Location of Montebras in the North of French Massif Central and (b) local geology (from Faure, 2014; Faure et al., 2009, and geological mapping of France at 1/50 000, maps of Aigurande and Boussac).

4.1 Granite de Chanon

Le granite de Chanon appartient à la branche nord-est du vaste massif de Guéret mis en place au début du Carbonifère (356 ± 10 Ma, Rb/Sr ; Berthier et al., 1979), et constitue l’encaissant de la coupole de Montebras. Il s’allonge sur 20 km selon un axe SW-NE et a une largeur de 5 km, coincé entre le cisaillement sénestre de la Marche au nord et le cisaillement dextre de Chambon au sud. Dans sa partie centrale, il est recoupé par deux intrusions de granites à 2 micas (Jalèches et Saint-Sylvain-Bas-le-Roc) et de granites à muscovite-tourmaline (Toulx-Sainte-Croix). C’est un granite peralumineux à biotite-cordiérite, de teinte gris-blanc à gris bleuté quand il est frais, à grain grossier et souvent à texture porphyroïde, avec quartz, biotite titanifère fréquemment chloritisée et riche en zircons, feldspaths et apatite. Le feldspath potassique montre une perthitisation forte en taches ou en veinules et l’albite est finement maclée montrant au cœur une fine altération micacée souvent remplacée par du feldspath potassique avec lequel elle forme parfois des myrmékites. On observe également de gros cristaux de fluorapatite automorphe et de cordiérite. La muscovite est rare, en inclusions dans l’albite et la biotite. Dans la carrière, il est fréquent d’observer ce granite en enclaves habituellement métriques (jusqu’à 15 m, observation d’Aubert, 1969), sillonnées de leucogranite albitique et noyées dans ce même leucogranite albitique.

4.2 Coupole de Montebras

La coupole de Montebras dessine une butte d’environ 1 km² (1,3 km sur 0,5 km) au sud-ouest du hameau éponyme, sur la commune de Soumans (Creuse ; Fig. 2). Elle est formée de deux unités principales bien distinctes : un leucogranite albitique à métaux rares et un microgranite, dont les relations sont détaillées plus loin. Le leucogranite fut d’abord exploité dès 1909 dans la carrière des Roches (aujourd’hui comblée) ensuite plus à l’ouest dans la grande carrière d’Imerys puis dans la nouvelle carrière, les deux actuellement (2020) en cours d’unification (Fig. 3 et 4a). Il forme une enveloppe atteignant jusqu’à 50 m d’épaisseur en carrière couronnant le microgranite, probablement davantage en profondeur. Le contact du toit entre le leucogranite albitique et le granite encaissant de Chanon (Fig. 4b) est marqué presque en continu par des formations de bordure variées : pegmatite stockscheider spectaculaire (jusqu’à 15 m de puissance), greisens et filons plats de quartz stannifère, corps quartzeux massif (la quartzglocke d’Aubert, 1969), anciennement exploités pour le lithium et l’étain.

Le microgranite affleure sur la butte à la faveur d’un apex érodé 450 m à l’ENE de l’exploitation. Il y fut exploité pour moellons sous le nom de « porphyre » dans une carrière encore accessible. Dans l’exploitation actuelle, il apparaît à la sole de la grande carrière et forme deux « bulles » décamétriques, très vraisemblablement deux grandes enclaves, dans la nouvelle carrière. Macroscopiquement, le microgranite est une roche gris clair à gris-rosâtre à texture porphyrique marquée par des phénocristaux de quartz limpide (< 5 mm), de feldspath rose (0,5–2 cm) et de muscovite en rares petits agrégats concentriques remplaçant parfois des feldspaths, et de tourmaline dans une matrice microgrenue (Fig. 4c). Les phénocristaux de feldspath potassique sont riches en inclusions de muscovite tandis que la muscovite se développe à la périphérie de phénocristaux d’albite damouritisés. La matrice microgrenue est à quartz, muscovite, quartz et albite, avec apatite (0,05 à 0,5 mm) et topaze en cristaux corrodés, suggérant une cristallisation précoce.

D’un point de vue géochimique, le microgranite est très proche du leucogranite albitique avec des teneurs similaires en silice (∼ 71 % SiO₂), aluminium (16,5–16,8 % Al₂O₃) et sodium (3,7–4,0 % Na₂O). Il ne se distingue vraiment que par des teneurs légèrement plus fortes en potassium (4,45 % K₂O au lieu de 3,70 %), en lithium (0,35 à 0,58 % Li₂O ; Aubert, 1969) et, toujours selon Aubert, en fluor (> 1 % F).

Le leucogranite albitique forme une enveloppe de puissance variable (1 m à plus de 50 m) presque continue au moins dans la partie exploitée (Fig. 4d). Il montre sa puissance maximale dans la partie occidentale de la coupole au niveau des carrières Imerys, où certains sondages de plus de 50 m sont restés dans cette formation, suggérant la possibilité de « racines » à ces endroits. Au nord et à l’ouest de la carrière, les (rares) affleurements et le sondage BRGM MS 1 (1955) n’a recoupé que du granite de Chanon, montrant que le leucogranite plonge fortement et/ou s’arrête très rapidement. Vers l’est, les sondages (MS 4 et 11) et surtout l’omniprésence de formations de toit (exploitées pour lithium et étain) suggèrent très fortement que le leucogranite est sub-affleurant et se prolonge jusqu’à la butte de microgranite (Fig. 2). Mais les mauvaises conditions d’affleurements (bois denses et surtout nappes de déblais miniers anciens) empêchent toute observation directe. Signalons que le microgranite et la pegmatite stockscheider resurgissent respectivement dans le chemin creux et les champs environ 400 m au sud-est du hameau de Montebras en un site connu sous le nom de microcoupole de Vendoueix (Aubert, 1969 ; Fig. 2). Des sondages anciens (BRGM, 1955) y ont confirmé l’existence sous le stockscheider d’une coupole de leucogranite albitique identique dont l’importance reste cependant à établir.

Dans les zones où il n’y a pas eu de réactions de contact de type greisen ou pegmatite stockscheider, le contact avec le granite de Chanon est franc. Les enclaves de granite de Chanon dans le leucogranite albitique sont communes et atteignent fréquemment une taille métrique (jusqu’à 15 m selon Aubert, 1969), résultat d’un phénomène de magmatic stopping. Elles montrent des contacts francs sans auréole réactionnelle. Celles de microgranite, plus rares et de grande taille, montrent une bordure réactionnelle de 2 cm maximum, démontrant la postériorité du leucogranite albitique (Fig. 4f). Les grandes enclaves de microgranite sont également recoupées par des filonnets de leucogranite albitique (Fig. 4e).

La texture du leucogranite est grenue, voire saccharoïde, assez fine (< 2–3 mm). La teinte est très claire, de blanche à légèrement rosée. Très localement, on observe des zones restreintes de teinte rouge lie-de-vin, aux limites très tranchées avec le faciès habituel, dont l’origine reste obscure. La minéralogie montre comme minéraux majeurs du quartz xénomorphe (20–30 %), du feldspath potassique blanc à rose (25–30 %), indépendant ou remplaçant partiellement de l’albite abondante (30–50 %) en longues lattes maclées, ainsi que des micas blancs lithinifères interstitiels (5 %). Ces « micas blancs » sont le plus fréquemment de la muscovite systématiquement riche en lithium et rubidium (0,32 % Li₂O et 0,46 % Rb₂O en moyenne), plus rarement du lépidolite à 4,50 % Li₂O et 1,7 à 2,2 % Rb₂O) (Tab. 1). À proximité de la pegmatite stockscheider, on note d’abord un appauvrissement en ces deux éléments (0,14 % Li₂O et 0,34 % Rb₂O) avant un enrichissement au contact (0,45 % Li₂O et 0,61 % Rb₂O), prélude à la cristallisation de micas lithinifères en plus grande quantité dans cette formation.

Une des caractéristiques de ce leucogranite albitique est la présence systématique de fins cristaux automorphes losangiques de cassitérite (40–140 μm en général), isolés ou en agrégats, plus rarement de columbo-tantalite. On observe aussi de l’apatite, en baguettes allongées, et du topaze très fluoré (18,07 % F ; Tab. 1) mais seulement près du contact avec la pegmatite stockscheider. Une kaolinisation diffuse mais très légère affecte l’essentiel de la roche. Sur des plans de diaclase, il est assez fréquent d’observer de fins (5 mm) cristaux lamellaires d’autunite et de torbernite. Sur les fronts sud de la grande carrière sud, le leucogranite est localement zébré de minces filonnets (2–5 mm sur 20–30 cm) de quartz gris stérile qui correspondent à la fin de la cristallisation magmatique.

Géochimiquement, c’est un granite peralumineux (15,4 à 17,8 % Al₂O₃) sodipotassique (3,70 % K₂O et 3,90 % Na₂O), très pauvre en fer (0,20 % Fe₂O₃) et calcium (0,70 % CaO), mais riche en lithium (0,08 à 0,3 % Li₂O) et étain avec une teneur moyenne de 1470 ppm Sn (Aubert, 1969) confirmée par un échantillon représentatif analysé par le BRGM (1057 ppm Sn ; Gloaguen et al., 2018).

Au toit du leucogranite albitique, le contact avec le granite de Chanon se marque de façon presque continue par trois formations particulières : une pegmatite stockscheider, un niveau de quartz massif (quartzglocke) et des greisens. Près de ces contacts, le leucogranite albitique montre un enrichissement net en silice accompagné d’un appauvrissement en sodium (jusqu’à 0,83 % Na₂O au contact), potassium (jusqu’à 0,74 % K₂O) et aluminium (12,52 à 9,42 % Al₂O₃). Cette évolution se traduit par une surabondance de quartz (60–70 % contre 25 % dans le faciès standard), une damouritisation de l’albite et une nette raréfaction du feldspath potassique.

La pegmatite stockscheider assure le contact dans la partie occidentale de la coupole et est bien visible dans les carrières (Fig. 4g). Ce contact est ondulant et sa puissance variable : N 110° E à pendage 30° S pour une puissance de 1,20 m (bord sud), N 10 à 45° E à pendage 50–60° NW (bord ouest, puissance de 0,25 à 1 m). Sa puissance est de 0,5 à 2 m mais des puissances de 15 m ont été observées dans les zones apicales anciennement exploitées (Aubert, 1969). Il s’agit d’une pegmatite à orthose dominante (85 %), en très gros cristaux roses, à croissance perpendiculaire aux épontes, avec albite (10 %), quartz (2 %), agrégats de micas lithinifères polylithionite et zinnwaldite (détermination par diffraction X ; 2 %), apatite, topaze, plages centimétriques de montebrasite-amblygonite, et par endroits une légère kaolinisation. La pegmatite montre aussi localement une paragenèse métallique à W-Sn-Cu-As qui sera détaillée plus loin (Fig. 4h et 4i). Au microscope, les grandes plages de feldspath potassique montrent une texture faiblement perthitique contenant des grains d’albite et de micas blancs. Par rapport au leucogranite albitique, sa composition est appauvrie en silice (61,82 % SiO₂) mais enrichie en aluminium (20,28 % Al₂O₃), potassium (7,81 % K₂O) et fer (1,38 % Fe₂O₃), notamment.

Vers l’est et le sud-est, ce stockscheider s’enrichit en quartz et passe progressivement à la quartzglocke, un filon-couche globalement horizontal composé presque entièrement de quartz blanc massif à petits cristaux de cassitérite, d’agrégats de muscovite, et de masses parfois imposantes d’amblygonite-montebrasite (jusqu’à 12 m d’extension sur 3 à 4 de large sur le versant sud de la coupole) (Aubert, 1969). Cette quartzglocke traduit un évènement hydrothermal de haute température et serait donc légèrement postérieur à la pegmatite stockscheider qui signe la fin de la phase magmatique (Aubert, 1969). C’est dans ces deux formations de contact que l’exploitation minière souterraine pour étain et lithium (1882–1907) a surtout creusé un important réseau de galeries (Aubert, 1969).

Plus localement, dans les zones apicales de la coupole où les fluides hydrothermaux sont focalisés, des greisens se développent aux dépens du granite de Chanon. Les biotites sont remplacées par un assemblage-quartz-muscovite. Selon Aubert (1969), leur puissance varie de 0,5 à 5 m sur le versant ouest à 10–15 m sur le versant est. Ils se composent de quartz et muscovite dominants, avec de très rares apatite, tourmaline, cassitérite fine (0,5 à 100 μm) et turquoise. Leurs teneurs en lithium sont élevées (1,53 à 1,75 % Li₂O).

Fig. 2 Carte et coupe géologiques de Montebras avec position des anciens travaux miniers pour étain (d’après Aubert, 1969, documents Imerys et levés personnels). La pegmatite stockscheider n’a pas été représentée à cette échelle (sauf sur le sondage MS 7). Voir les figures 3 et 4. Geological map and cross section of Montebras with location of old mining works for tin (from Aubert, 1969, Imerys documents and personal data). At this scale, stockscheider pegmatite has not been represented (except on drill-core MS 7). See Figures 3 and 4.

Fig. 3 Carte géologique détaillée des carrières de Montebras (situation à l’été 2019 ; d’après documents Imerys et levés personnels). MS 1 et 11 sont des sondages réalisés par le BRGM en 1955. Detailed geological map of Montebras quarries (situation in summer 2019; from Imerys documents and personal data). MS 1 and 11 are drill cores done by BRGM in 1955.

Fig. 4 Montebras : la grande carrière et les principales formations rencontrées. (a) Vue générale de la grande carrière vers le nord-ouest au 19 décembre 2018, avec position des différentes entités géologiques. La ligne noire représente la pegmatite stocskscheider séparant le leucogranite du granite de Chanon ; (b) Granite de Chanon, faciès porphyroïde du bord sud de la carrière ; (c) Microgranite (fond de la carrière) ; (d) Leucogranite albitique, faciès standard (RF4) ; (e) Microgranite recoupé par des filonnets de leucogranite albitique ; (f) Réaction minérale avec néocristallisation d’albite au contact microgranite-leucogranite albitique ; (g) La pegmatite stockscheider marquant le contact entre le leucogranite (à gauche) et le granite de Chanon (droite) (bord sud de la carrière) ; (h) Filonnets de quartz à wolframite-scheelite-cassitérite-qitianlingite dans la pegmatite stockscheider en place (bord ouest de la carrière, mai 2019) ; (i) Placages de fluorine violette tardive dans diaclases du leucogranite albitique (mai 2019). Crédits photos : É. Marcoux sauf 4f (D. Duhamet, Imerys) et 4h (B. Barré). Montebras: view of the main quarry and main formations observed. (a) General view of the main quarry towards NW (19/12/2018), with location of the different geological units. Black line represents the stockscheider pegmatite, separating the leucogranite and the Chanon granite; (b) Chanon granite, porphyric facies (south edge of the quarry); (c) Microgranite (bottom of the quarry); (d) Albitic leucogranite (regular facies called RF4); (e) Microgranite crosscut by albitic leucogranite veinlets; (f) Mineral reaction with newly crystallized albite at the contact microgranite- albitic leucogranite; (g) Stockscheider pegmatite marking contact between leucogranite (left) and the Chanon granite (right) (south edge of the quarry); (h) Quartz veinlets with wolframite-scheelite-cassiterite-qitianlingite within the stockscheider pegmatite (western edge of the quarry, May 2019); (i) Coatings of late purple fluorite on diaclases of albitic leucogranite (May 2019). Credits: É. Marcoux except 4f (D. Duhamet, Imerys) and 4h (B. Barré).

5 Événements postérieurs

La coupole est affectée par trois familles de failles qui recoupent tous les granites précédents mais la perturbent globalement peu. La première famille orientée N 135-160° E à fort pendage E (75 à 82°) est bien visible dans la grande carrière. Bien que de rares stries indiquent un décrochement vers le sud (pitch de 12°), elle semble provoquer essentiellement un diaclasage localement assez serré. Une seconde famille N 18-35° E, à pendage 55-90° E est bien visible sur le bord est de la petite carrière, avec de nettes stries horizontales dénotant un décrochement dextre. La troisième famille, la plus importante, se compose de failles normales N 0-15° E, à pendage variable, souvent vertical. Elle délimite notamment le « coin » de granite de Chanon dans la petite carrière (contact ouest orienté N 7° E, pendage 48° W avec rejeu de 5 m), et occasionne un petit graben dissymétrique de 15 m d’extension sur les gradins sud de la grande carrière (bord est N 15° E pendage 70° W avec un jeu normal de 3 m, bord ouest N 15° E pendage 57° E avec un jeu de 5 m).

La coupole est traversée par des filonnets de fluorine violet sombre de faible puissance (5 cm maximum), généralement réduits à de simples placages sur le leucogranite albitique (Fig. 4j). Ces filonnets fluorés tapissent essentiellement les plans de fractures N 135-160° E et sont particulièrement resserrés au sein d’un couloir de faille de 25–30 m de puissance bien visible sur les niveaux 351 et 349 de la grande carrière. Outre la fluorine, ces filonnets montrent aussi de l’apatite violette (parfois en beaux cristaux automorphes de 1 cm), de rares cristaux de barytine blanche lamellaire, et très ponctuellement de petits (0,1–4 mm) cristaux lamellaires de phosphates d’uranium (autunite et torbernite). Les observations au microscope montrent que l’apatite et la fluorine diffusent dans le leucogranite albitique à partir de ces filonnets, générant un étroit couloir « calcique » à teneurs légèrement plus élevées en calcium (> 1 % contre 0,70 % en moyenne), repérable par des taches bleu-violacé de 2–5 mm disséminées dans la masse.

Ces filonnets relèvent très probablement de l’épisode fluo-barytique qui affecte tout l’ouest de l’Europe, et notamment le Massif central (gisements de Chaillac, Langeac, Maine…) vers 200 Ma (Marcoux et al., 1990 ; Sizaret et al., 2004).

6 Minéralisations

La minéralogie de la coupole de Montebras est célèbre depuis plus d’un siècle, les exploitations d’étain et de lithium ayant donné lieu à des découvertes minéralogiques notables, telle que la montebrasite LiAl(PO₄)(OH,F), minéral découvert sur ce site en 1872 mais discréditée par l’IMA en 2005 et considérée depuis comme un mélange d’amblygonite et de wardite.

La richesse minéralogique comprend aussi des minéraux d’étain, de tungstène et de cuivre, ainsi que des silicates de lithium, pratiquement tous concentrés dans les formations de contact. Dans cet article, nous détaillerons surtout les minéralisations à wolframite et sulfures de cuivre nouvellement découvertes lors de l’exploitation moderne de la carrière.

6.1 Minéralisation disséminée dans le leucogranite albitique : Sn et Nb-Ta

Si l’essentiel de la minéralisation économique de Montebras est porté par la cassitérite et les phosphates de lithium de la quartzglocke, la cassitérite et la colombo-tantalite sont aussi très présentes en disséminations dans le leucogranite albitique.

La cassitérite s’y présente en petits prismes bipyramidés semi-opaques à forte biréfringence associés à la columbo-tantalite en cristaux sub-automorphes (Fig. 5). Une étude sur 102 cristaux de cassitérite montre que la taille varie de quelques microns à 540 μm, avec une fréquence maximale dans la tranche 40–85 μm et une autre population à 120–140 μm. Les analyses à la microsonde montrent la présence constante et significative, en plus de l’étain, de tantale (jusqu’à 7,4 % Ta₂O₅) et de niobium (jusqu’à 4,0 % Nb₂O₅), ainsi que de fer, manganèse et magnésium en teneurs faibles mais très constantes (0,60 % FeO, 0,16 % MnO et 0,08 % MgO) et de titane (moyenne de 0,2 % TiO₂) (Tab. 2). Il semble y avoir une évolution des teneurs moyennes en Ta₂O₅ (2,8 à 4,4 % pds), et dans une moindre mesure en FeO et MnO du leucogranite albitique sain vers le stockscheider. Les cristaux de cassitérite sont fréquemment zonés avec des bordures enrichies en Ta₂O₅ (jusqu’à 7,39 % au lieu de 0 % au cœur) et en Nb₂O₅ (2,9 % au lieu de 0,1 % au cœur). Les compositions se répartissent très bien le long d’une droite de solution solide cassitérite–tapiolite (Fe,Mn)(Ta,Nb)₂O₆, ce qui implique un remplacement de l’étain par ces différents métaux avec une substitution du type : (Fe,Mn,Mg)²⁺ −2 (Ta,Nb)⁵⁺ <–> 3 Sn⁴⁺. Les cassitérites disséminées dans le granite de Beauvoir à Échassières montrent globalement les mêmes caractéristiques chimiques (Michel, 2007).

Comme la cassitérite, la columbo-tantalite apparaît également disséminée dans le granite mais demeure plus rare que celle-ci (proportion de 1 à 9 en moyenne). Les analyses réalisées (Belkasmi et Cuney, 1998) montrent que les teneurs en Ta et Nb varient fortement (13 à 56 % Ta₂O₅ et 25,5 à 49,9 % Nb₂O₅), de façon moindre pour Mn (11 à 13,9 % MnO) et Fe (4 à 7,5 % FeO) et qu’il s’agit donc majoritairement de manganocolumbites. La plupart sont zonées, avec un rapport Ta / (Ta + Nb) faible (0,1 à 0,3) au cœur, révélant une manganocolumbite assez pure, et fort (0,4 à 0,6) en bordure, passant parfois à la manganotantalite. Le titane atteint 3 % TiO₂ au cœur de certains cristaux et l’étain est présent (0,15 à 1,37 % SnO₂). Ces minéraux montrent ainsi des substitutions couplées Mn²⁺–Fe²⁺ et Ta⁵⁺–Nb⁵⁺, comme l’indiquent clairement les anticorrélations entre ces éléments. Le couple W⁶⁺ (et Ti⁴⁺–Sn⁴⁺) remplace aussi très partiellement Ta⁵⁺–Nb⁵⁺ dans le site dédié.

Fig. 5 Cassitérite magmatique disséminée dans le leucogranite albitique. (a) Cristaux automorphes (gris clair ; microscope par réflexion) ; (b) Idem (microscope par transmission) ; (c) Cristaux automorphes avec manganocolumbite (Mn-columbite) ; microscope par réflexion). Magmatic cassiterite disseminated within albitic leucogranite. (a) Idiomorphic crystals (light grey; reflected light microscope); (b) Idem (transmitted light microscope); (c) Idiomorphic crystals with manganocolumbite (Mn-columbite; reflected light microscope).

6.2 Minéralisation polymétallique des formations de bordure

La wolframite a été observée en place dans la pegmatite stockscheider du front ouest de la grande carrière (Fig. 6c et cf. Fig. 4h). Elle se présente dans les feldspaths roses en agrégats pluricentimétriques noirs de cristaux lamellaires (jusqu’à 1 cm) très allongés, à faciès aciculaire, tapissant la paroi de géodes jusqu’à les colmater. Le remplissage de ces géodes montre aussi du quartz, parfois des masses centimétriques de montebrasite (confirmée au RX), de la scheelite xénomorphe, des cristaux de cassitérite automorphe (Fig. 6), et de petites paillettes de polylithionite et zinnwaldite. Un minéral rarissime, la qitianlingite, a également été observé (Fig. 7).

La wolframite est presque exclusivement de la hübnérite (10 analyses sur 11 ; Tab. 3), le pôle manganésifère de la wolframite, de formule structurale moyenne (Fe_0,39Mn_0,61)WO₄. Elle montre des teneurs systématiques notables en niobium (0,51 à 3,46 % Nb₂O₅) et à un degré moindre en tantale (0,03 à 0,47 % Ta₂O₅). Le rapport H/F (Michaud et Pichavant, 2019) varie de 49,2 à 69,0 avec une moyenne à 60,6.

La scheelite est assez abondante en plages parfois sub-centimétriques. Elle semble fréquemment remplacée par la wolframite sur ses bordures, ce qui suggère son antériorité.

Un minéral rarissime, la qitianlingite (Fe₂Nb₂WO₁₀ d’après l’IMA, formule étendue à (Fe,Mn)₂(Nb,Ta)₂WO₁₀ par Anthony et al., 1997) apparaît en cristaux lamellaires fins, indépendants ou en intercroissance avec la manganocolumbite, mesurant jusqu’à 550 × 95 μm (Fig. 7). D’abord identifiée à la microsonde, la qitianlingite a été confirmée par diffraction X, faisant de Montebras la 3^e occurrence mondiale de ce minéral. Son pouvoir réflecteur est très semblable à celui de la wolframite, peut-être très légèrement plus élevé mais proche de 17 (pour 540 nm), sans pléochroïsme visible, avec une anisotropie faible, bien inférieure à celle de la wolframite, très peu colorée dans les brun-verdâtre sombre et sans réflexions internes. Par rapport à la composition type (Anthony et al., 1997), la qitianlingite moyenne de Montebras est plus manganésifère (15,69 % MnO au lieu de 6,01 %) que ferrifère (6,69 % FeO au lieu de 14,64 %), moins tantalifère (4,62 % Ta₂O₅ au lieu de 11,73 %) et corrélativement plus tungstifère (avec 38,31 % WO₃ au lieu de 32,30 % ; Tab. 3). Il semble coexister deux populations : une assez proche de la composition-type (avec 35,70 % WO₃), sauf pour le rapport Fe/Mn, et une seconde plus riche en tungstène marquée par un fort remplacement de Nb (qui chute de 36,27 % à 30,85 % Nb₂O₅) par W (qui croît de 35,70 % à 43,53 % WO₃), conduisant à la formule structurale (Fe_0,61Mn_1,45)_2,06(Nb_1,70Ta_0,14Ti_0,03)W_1,10O₁₀ en accord avec la formule étendue d’Anthony et al. (1997), avec le manganèse dominant sur le fer. Ses rapports Ta / (Nb + Ta) et Mn / (Mn + Fe) sont identiques à ceux de la manganocolumbite associée.

La colombo-tantalite est également présente, indépendante ou en intercroissances très fines avec la qitianlingite. Pour toutes les analyses sauf deux, il s’agit de manganocolumbite de composition variable (Nb₂O₅ de 55,69 à 68,05 % et Ta₂O₅ de 7,71 à 19,28 %) à teneurs erratiques en étain (jusqu’à 0,69 % SnO₂), mais systématiques et significatives en titane (0,24 à 1,80 % TiO₂) et surtout tungstène (4,36 à 10,30 % WO₃), suggérant une solution solide au moins partielle avec la qitianlingite (Tab. 3 et Fig. 8). Il semble y avoir deux populations : (Fe_0,21Mn_0,80)(Nb_1,58Ta_0,32W_0,08)_1,98O_6,01 (2 analyses) et (Fe_0,32Mn_0,69)(Nb_1,70Ta_0,13W_0,10Ti_0,06)_1,99O_6,00 (8 analyses). Les compositions restent proches de celle des cœurs de la manganocolumbite disséminée du leucogranite albitique (Belkasmi et Cuney, 1998), avec une richesse supérieure en tungstène (maximum de 10,30 % WO₃ contre 3,25 % WO₃ maximum) et un rapport Ta / (Ta + Nb) faible (< 0,2). Dans ces manganocolumbites W⁶⁺ (et à un degré moindre Ti⁴⁺–Sn⁴⁺) remplace plus massivement Ta⁵⁺ et Nb⁵⁺ que dans les manganocolumbites disséminées du granite albitique. Deux autres analyses sont des manganotantalites mais proches de la limite avec la manganocolumbite.

Par rapport à la cassitérite disséminée dans le leucogranite, celle des formations de contact affiche des teneurs bien plus faibles pour tous les éléments autres que l’étain : niobium et tantale cumulés atteignent difficilement 1 %, tandis que Mg et Mn ont disparu et Fe est plus discret (0,24 à 0,56 % au lieu de 0,60 % FeO) alors que l’indium (non analysé dans la cassitérite disséminée) est en teneurs constantes (0,32 % In₂O₃ ; Tab. 3). À l’exception de l’indium, tous les éléments mineurs voient leurs teneurs diminuer progressivement depuis la phase magmatique jusqu’à la phase pneumatolytique-hydrothermale, au fur et à mesure que ce minéral devient plus abondant : tantale (1,41 à 0,14 % Ta₂O₅), niobium (1,18 à 0,71 Nb₂O₅), titane (0,30 à 0,16 % TiO₂) et fer (0,56 à 0,18 % FeO ; Fig. 9). Seul le comportement du tungstène est plus erratique.

Une minéralisation à sulfures de cuivre-étain a été observée sur le front nord de la grande carrière (niveau 382) sur de gros blocs peu déplacés de la pegmatite stockscheider. Elle se présente en filonnets quartzeux sécants sinueux, de puissance centimétrique sur 30 à 60 cm d’extension, fréquemment envahis et tapissés par de la fluorine et de l’apatite violettes (Fig. 10 et cf. Fig. 4i). La paragenèse se compose d’arsénopyrite et löllingite en plages pluri-millimétriques très fréquemment couronnée de tennantite, chalcopyrite et rare galène, pyrite et sphalérite accessoires ainsi que de fréquents cristaux de cassitérite fragmentés, corrodés et transformés en stannoïdite Cu₅(Fe,Zn)₂SnS₈, mawsonite Cu₇Fe₂SnS₁₀ assez fréquente et rare vinciennite Cu₁₀Fe₄Sn(As,Sb)S₁₆. Covellite et bornite, ainsi que malachite et chrysocolle, tous issus de l’altération de minéraux cuprifères, sont également présents.

La löllingite (FeAs₂), chimiquement très homogène, est presque pure avec seulement des infratraces de soufre, sélénium et bismuth. Le cuivre gris est une tennantite ferrifère non argentifère, très proche aussi du pôle pur, de formule (Cu_9,98Ag_0,08)(Fe_1,89Zn_0,10)As_3,83S_13,1 (Tab. 4). La stannoïdite, Cu_5,09(Fe_1,78Zn_0,12)Sn_1,29S_7,69 est très proche de sa composition théorique, ainsi que la mawsonite, Cu_6,98Fe_2,43Sn_1,17S_9,41, alors que la vinciennite, bien plus rare, Cu_9,60Fe_4,10Sn_1,20As_1,22S_15,05 (formule théorique Cu₁₀Fe₄[As,Sb]S₁₆) est purement arsénifère, sans antimoine, mais avec des traces de bismuth (0,57 % Bi). Aubert (1969) ne signale pas de sulfure dans la quartzglocke.

Fig. 6 Minéralisation à Sn-W-(Nb-Ta) de la pegmatite stockscheider (photos en lumière réfléchie). (a) Cristaux automorphes de cassitérite (cs) avec wolframite lamellaire (wo) dans gangue de quartz, feldspaths et micas (gris très sombre) ; (b) Idem avec manganocolumbite (mc) ; (c) Wolframite lamellaire (wo) avec plages de scheelite (sch). Sn-W-(Nb-Ta) minerals from stockscheider pegmatite (reflected light microscope). (a) Automorphic crystals of cassiterite (cs) with lamellar wolframite (wo) in a gangue of quartz, feldspar and micas (very dark grey); (b) Idem with manganocolumbite (mc); (c) Lamellar wolframite (wo) with scheelite (sch).

Fig. 7 Habitus de la qitianlingite. (a) Cartographie élémentaire au MEB montrant les cristaux mixtes de qitianlingite-manganocolumbite (violets), wolframite (blanc-gris) et scheelite (gris sombre avec les impacts de laser pour datation ICPMS) ; (b) Cartographie élémentaire au MEB du grand cristal de qitianlingite-manganocolumbite visible sur (a) et montrant la répartition du niobium. Les zones riches en Nb (rouge à jaune) correspondent à la manganocolumbite, les zones pauvres (bleu et vert) à la qitianlingite ; (c) Idem (b), montrant la répartition du tungstène. Les zones enrichies en W (vert) correspondent à la qitianlingite, les zones appauvries et dépourvues de W (bleu à violacé) à la manganocolumbite. Les zones très riches, rouges et orangées, sont de la wolframite. Qitianlingite habits. (a) MEB mapping (BSE) showing mixed crystals of qitianlingite-manganocolumbite (purple), wolframite (grey-white) and scheelite (dark grey with ICPMS laser impacts); (b) MEB mapping (BSE) made on the huge qitianlingite-manganocolumbite mixed crystal visible on (a) and showing niobium distribution. Nb-rich zones (red to yellow) is manganocolumbite, Nb-depleted zones (blue and green) is qitianlingite; (c) Idem (b), showing tungsten distribution. W-rich zones (green) is qitianlingite, W-depleted zones (blue to purplish) is manganocolumbite. Very-rich zones (red and orange) are wolframite.

Fig. 8 Diagramme binaire Ta / (Ta + Nb)-Mn / (Mn + Fe) (% at.) montrant la composition des colombo-tantalites (colombo-tantalites disséminées dans le leucogranite d’après Belkasmi et Cuney, 1998). Ta/(Ta+Nb)-Mn/(Mn+Fe) binary diagram showing columbite-tantalite compositions (disseminated colombo-tantalites from Belkasmi and Cuney, 1998).

Fig. 9 Compositions des cassitérites dans le diagramme ternaire (Sn + Ti + W) − (Mn + Fe) − (Nb + Ta) (% at.). (1) représente la droite de substitution (Fe,Mn)2+ + 2(Nb,Ta)5+ ↔ 3(Sn,Ti)4+ d’après Černý et al. (1985). Les trends magmatique et hydrothermal sont d’après Tindle et Breaks (1998) et Breiter et al. (2007). Cassiterite compositions plotted in the at. (Sn + Ti + W) − (Mn + Fe) − (Nb + Ta) ternary diagram. (1) represents the (Fe,Mn)2+ + 2(Nb,Ta)5+ ↔ 3(Sn,Ti)4+ substitution line after Černý et al. (1985). Magmatic and hydrothermal trends drawn after Tindle and Breaks (1998) and Breiter et al. (2007).

Fig. 10 Minéralisation à sulfures de la pegmatite stockscheider (photos au microscope métallographique). (a) Cassitérite (cs) avec mawsonite–stannoïdite (mw) et tennantite (tn) sur löllingite-arsénopyrite (asp) ; plages indépendantes à chalcopyrite (cp), tennantite (tn) et rare galène (g) dans quartz (noir) ; (b) Chalcopyrite (cp) avec mawsonite (mw) et stannoïdite (st) dans quartz (noir) ; (c) Mawsonite (mw) en auréole de réaction entre cassitérite (cs) et chalcopyrite (cp), avec löllingite-arsénopyrite (asp) et tennantite (tn); (d) Chalcopyrite (cp), tennantite (tn) et rare mawsonite (mw) en bordure et dans un vide d’arsénopyrite-löllingite (asp), avec quartz (noir) ; (e) Grain fracturé de cassitérite (cs) remplacé par mawsonite (mw) avec rares inclusions de löllingite (lo, blanc) et chalcopyrite (cp). Sulphides mineralization of the stockscheider pegmatite (reflected light microscope). (a) Cassiterite (cs) with mawsonite–stannoidite (mw) and tennantite (tn) on löllingite-arsenopyrite (asp) ; independant patches are chalcopyrite (cp), tennantite (tn) and rare galena (g) within quartz (black); (b) Chalcopyrite (cp) with mawsonite (mw) and stannoidite (st) within quartz (black); (c) Mawsonite (mw) as reaction halo between cassiterite (cs) and chalcopyrite (cp), with löllingite-arsenopyrite (asp) and tennantite (tn); (d) Chalcopyrite (cp), tennantite (tn) and rare mawsonite (mw) on the edge and within a vug of arsenopyrite-löllingite (asp), with quartz (black); (e) Fractured grain of cassiterite (cs) replaced by mawsonite (mw) with rare inclusions of löllingite (lo, white) and chalcopyrite (cp).

6.3 Composition des apatites

Il existe deux générations d’apatite à Montebras, magmatique et hydrothermale (Fig. 11). L’apatite magmatique est un minéral accessoire du microgranite et du leucogranite albitique qui se présente en cristaux automorphes allongés disséminés, incolores, de petite taille (moins de 1 mm), fréquemment associés au topaze (Fig. 11a). L’apatite hydrothermale tardive forme des cristaux aplatis lamellaires d’habitus hexagonal, de plus grande taille (jusqu’à 1 cm), d’une belle couleur mauve tapissant les fissures tardives, indépendante ou associée à la fluorine violette et le quartz, parfois la barytine (Fig. 11c), et envahissant le leucogranite à proximité immédiate de ces fissures (Fig. 11b).

Les analyses à la microsonde électronique ont porté sur des apatites magmatiques du microgranite et sur des apatites hydrothermales provenant de filonnets à quartz-fluorine-apatite recoupant le stockscheider à wolframite sur le bord ouest, et de filonnets à sulfures du bord nord de la carrière (Tab. 5).

Les deux types d’apatites ont des compositions similaires : toutes deux sont des fluorapatites manganésifères avec de faibles pourcentages en terres rares, yttrium et strontium. Tout au plus on note une plus faible teneur en Mn dans les apatites magmatiques (jusqu’à 4 % MnO au lieu de 8,2 % aux apatites hydrothermales). La formule structurale moyenne des apatites de Montebras est proche de (Ca_4,65Mn_0,25)(PO₄)₃F.

Fig. 11 Faciès de l’apatite. (a) Cristaux d’apatite magmatique avec topaze dans le leucogranite albitique (image MEB, électrons rétrodiffusés) ; (b) Apatite hydrothermale liasique avec fluorine imprégnant le leucogranite (avec topaze résiduelle) ; (c) Apatite hydrothermale liasique en cristaux automorphes violets (1 cm pour le plus grand cristal au centre) tapissant une diaclase du leucogranite albitique. Apatite habits. (a) Magmatic apatite crystals with topaz within albitic leucogranite (MEB, backscattered electrons); (b) Liasic hydrothermal apatite with fluorite permeating albitic leucogranite (with residual topaz); (c) Purple automorphic crystals (1 cm for the biggest crystal in the center) of liasic hydrothermal apatite coating a leucogranite diaclase.

7 Datations de la coupole et de son encaissant

Des datations U-Pb avec la méthode LA-ICP-MS ont été obtenues sur l’ensemble des formations magmatiques, ainsi que sur la pegmatite stockscheider et un filon de quartz stannifère (Fig. 12 et Annexe C).

Pour le granite de Chanon, 35 zircons provenant d’un concentré de minéraux lourds ont été analysés. L’examen au MEB n’a pas montré l’existence de cœurs hérités (Fig. 13). Quarante-quatre tirs laser ont été faits sur ces 35 cristaux. Placées dans un diagramme concordia Wetherill (Fig. 12A), ces données permettent d’obtenir une date concordante de 357,2 ± 2,1 Ma (MSWD de 2,5), très similaire à l’âge de mise en place du granite de Guéret à 356 ± 10 Ma (Rb/Sr sur roche totale, Berthier et al., 1979 ; cf. Fig. 1).

Les apatites magmatiques du microgranite contiennent des proportions variables de Pb commun (Fig. 12B). Trente-trois analyses ont été effectuées et donnent une date de 316,1 ± 4,3 Ma (MSWD de 1,3) par intercept inférieur.

Le leucogranite albitique a quant à lui fait l’objet de datations sur trois types de minéraux : cassitérite, manganocolumbite et apatite. L’âge le plus précis a été obtenu sur les manganocolumbites qui présentent des quantités de plomb initial variables et permettent de calculer une date par intercept inférieur de 309,3 ± 4,3 Ma (n = 14, MSWD de 1,4 ; Fig. 12C) identique dans l’erreur avec la date de 310,9 ± 2,3 Ma calculée à partir des 5 analyses concordantes (MSWD de 0,7). Vingt-cinq analyses sur des grains de cassitérite donnent une date par intercept inférieur de 304,9 ± 4,9 Ma (MSWD de 0,5 ; Fig. 12D), alors que 5 analyses obtenues sur des apatites magmatiques donnent une date moins bien contrainte mais équivalente dans l’erreur de 310,5 ± 8,7 Ma (MSWD = 3,9 ; Fig. 12E). Ces résultats confirment la datation par LA-ICP-MS sur colombo-tantalite de ce même leucogranite albitique à 314 ± 4 Ma (Melleton et al., 2015). Un essai de datation sur la scheelite n’a pas abouti, faute de teneurs exploitables en plomb radiogénique.

Deux datations de la pegmatite stockscheider ont été réalisées sur des cassitérites. Vingt-trois analyses réalisées sur des grains de cassitérite provenant d’un concentré des secteurs à wolframite-scheelite-cassitérite a donné une date de 313,4 ± 5,3 Ma (MSWD de 1,2 ; Fig. 12F) alors que vingt analyses effectuées dans un grand cristal zoné inclus dans le feldspath potassique a fourni une date comparable de de 309,7 ± 4,5 Ma (MSWD de 1,7 ; Fig. 12G). Une datation sur scheelites a été tentée mais l’absence de plomb radiogénique n’a pas permis de calculer un âge.

Enfin, la cassitérite d’un filon de quartz minéralisé à l’est de la carrière, la quartzglocke, a quant à elle fourni une date de 303,8 ± 4,8 Ma (MSWD = 1,5 ; Fig. 12H).

Fig. 12 Diagramme Concordia obtenus pour le zircon du granite de Chanon (A), et diagrammes Concordia Tera-Wasserburg obtenus sur la coupole de Montebras pour l’apatite du microgranite (B), la manganocolumbite « coltan » (C), la cassitérite (D) et l’apatite (E) du leucogranite albitique, deux cassitérites de la pegmatite stockscheider (F et G), et une cassitérite de filon de quartz stannifère (H) ; n correspond au nombre d’analyses utilisées pour calculer la concordia. Les ellipses et les erreurs sont à 2 σ. Concordia diagram obtained for zircon from Chanon granite (A) and Tera-Wasserburg concordia diagrams obtained on the Montebras cupola for apatite from microgranite (B), manganocolumbite “coltan” (C), cassiterite (D) and apatite (E) from albitic leucogranite, two cassiterite from stockscheider pegmatite (F and G), and a cassiterite from a tin-bearing quartz vein (H); n corresponds to the number of analyses used for calculation per sample. Ellipses and errors are reported at 2 σ.

Fig. 13 Aspect de zircons du granite de Chanon (photo MEB Zeiss, ISTO Orléans). On n’observe pas de cœurs hérités mais les analyses ont néanmoins porté sur la bordure des cristaux. Zircon habits of the Chanon granite (SEM Zeiss photograph, ISTO Orléans). No inherited core has been observed but nevertheless, only crystals rims have been analysed.

8 Discussion : histoire géologique de la coupole de Montebras

L’histoire de la coupole de Montebras comporte deux épisodes nettement séparés dans le temps. Le premier est un épisode magmatique-hydrothermal qui voit la mise en place polyphasée du magma à métaux rares et de son cortège minéralisé au Carbonifère supérieur (Pennsylvanien moyen, Moscovien). Le second est un épisode hydrothermal de basse température à fluorine-barytine-apatite qui intervient environ 100 Ma plus tard.

8.1 Épisode magmatique-hydrothermal

C’est l’épisode essentiel (Fig. 14 et 15). Il débute par une première phase magmatique initiée par la mise en place du microgranite à 316,1 ± 4,3 Ma (intercept inférieur sur apatite) qui recoupe le granite de Chanon mis en place il y a 357,2 ± 2,1 Ma (âge concordant sur zircon) et forme le plancher de la coupole. Connu seulement en profondeur dans la carrière, le microgranite affleure largement sur la butte de Montebras avant de disparaître et de réapparaitre au lieu-dit « microcoupole de Vendoueix » ce qui traduit un plancher ondulé. Sa texture porphyrique suggère une mise en place assez superficielle, impliquant une forte remontée du bâti depuis la mise en place du granite de Chanon.

La mise en place du leucogranite albitique suit de très près celle du microgranite. La légère postériorité du premier sur le second est attestée par des arguments de terrain, avec notamment les enclaves de microgranite à bordures réactionnelles, et confirmée par les datations (vers 310,9 ± 2,3 Ma ; âge robuste sur manganocolumbite), identique à celui mesuré par Ar/Ar sur le lépidolite du leucogranite de l’ancienne carrière des Roches (309,9 ± 0,7 Ma ; Cuney et al., 2002). L’essentiel du magma cristallise sous forme de leucogranite albitique avec cassitérite et manganocolumbite disséminée. Le magma résiduel et les fluides associés vont dès lors se concentrer au toit du leucogranite albitique pour former les formations de bordure minéralisées. Le léger décalage de mise en place entre le microgranite et le leucogranite albitique et la convergence de leurs caractéristiques minéralogiques et géochimiques suggèrent une origine voisine pour ces deux magmas à métaux rares. Plutôt que leur dérivation à partir d’un magma parent commun moins différencié, un mécanisme de genèse par fusion partielle de protolithes crustaux est envisagé ici, en accord avec les modèles d’origine des granites dans la chaîne varisque et l’origine anatectique des granites et pegmatites à métaux rares dans le Nord-Ouest du Massif Central (Turpin et al., 1990 ; Raimbault et al., 1995 ; Melleton et al., 2012 ; Deveaud et al., 2015 ; Villaros et Pichavant, 2019).

La seconde phase, dite pegmatitique, est pour l’essentiel marquée par la pegmatite stockscheider qui cristallise au contact du granite de Chanon. Cette pegmatite stockscheider achève l’étape magmatique, il est donc cohérent que sa mise en place (309,7 ± 4,5 Ma) soit sub-synchrone de celle du leucogranite. Le stockscheider de Montebras constitue un exemple représentatif de formations magmatiques de contact caractérisées par des textures de cristallisation unidirectionnelles telles qu’on peut les rencontrer dans différentes intrusions composites (Shannon et al., 1982 ; Breiter, 2002 ; Hönig et al., 2010). L’orthose, largement dominante (le stockscheider contient 62 % de SiO₂), cristallise de manière unidirectionnelle en grands cristaux décimétriques rouges-roses au sommet de la coupole. Un régime thermique localement particulier au contact avec le granite de Chanon depuis longtemps refroidi, et l’accumulation des fluides rendue possible par la faible perméabilité du granite sus-jacent sont les principaux facteurs contrôlant l’apparition de ces textures unidirectionnelles remarquables. La cristallisation d’orthose est à ce stade accompagnée d’amblygonite-montebrasite (Pirard et al., 2007) et de rares mais grands (> 5 mm) cristaux de cassitérite. Cette phase est sub-synchrone de la fin de cristallisation du leucogranite, le passage s’apparentant à un « fondu-enchaîné » qui se manifeste par l’apparition de veinules de leucogranite albitique dans le stockscheider qui reflètent les dernières pulsations magmatiques. Une albitisation généralisée affecte à la fois le stockscheider et le leucogranite albitique ainsi que, consécutivement, une microclinisation (non observée) lors de laquelle le feldspath potassique englobe, corrode et remplace albite et muscovite (Aubert, 1969). Ces transformations métasomatiques marquent la fin de la phase pegmatitique et de l’histoire magmatique sensu lato.

La troisième phase, dite pneumatolytique-hydrothermale, traduit la poursuite du refroidissement de l’intrusion qui s’achève ainsi dans le domaine hydrothermal. Elle se manifeste par une accumulation de fluides tardi-magmatiques en sommet de coupole, essentiellement dans le secteur oriental, qui aboutit à la formation de faciès siliceux au sein du leucogranite albitique, à un rééquilibrage de l’orthose du stockscheider et une greisenisation partielle du microgranite, à la cristallisation de lépidolite aux dépens de muscovite lorsque les températures sont au-dessus de 400 °C (Beaufort et al., 1988), et surtout à l’apparition de filons de quartz plats, la quartzglocke, et de greisens massifs tous deux minéralisés en lithium et/ou étain. Les filons stannifères exploités, la quartzglocke, terminent l’histoire magmato-hydrothermale de la coupole ; ils semblent s’exprimer préférentiellement sur le versant occidental de la butte de microgranite (site de concentration des derniers fluides ?). Il est probable que sa mise en place se déroule vers la fourchette haute de l’incertitude, soit vers 307–308 Ma. L’intervention d’un autre épisode magmatique-hydrothermal, plus tardif, nous paraît très hypothétique étant donné le lien spatial extrêmement fort qui unit la quartzglocke et le leucogranite.

Dans le stockscheider, les lentilles allongées à quartz avec hübnérite-scheelite-cassitérite-manganotantalite se forment vraisemblablement lors de cette phase. Elles recoupent clairement les grands cristaux d’orthose et la présence quasi-exclusive d’hübnérite (H/F = 49,2 à 69,0) démontre la participation de fluides d’origine magmatique dans le mécanisme de dépôt du tungstène (Michaud, 2019 ; Michaud et Pichavant, 2019). La source du calcium de la scheelite reste sujette à hypothèse, le magma étant particulièrement pauvre en cet élément (0,70 % CaO en moyenne dans le leucogranite), une possibilité étant que le calcium soit remobilisé lors de l’albitisation qui marque la fin de l’histoire magmatique, ou lessivé de l’encaissant, comme à Panasquiera (Portugal) (Lecumberri-Sanchez et al., 2017).

L’essentiel de la cassitérite économique de la quartzglocke cristallise vers la fin de cette phase (Fig. 15). Les sulfures disséminés de Cu-As-Sn (arsénopyrite, löllingite, tennantite, chalcopyrite…) cristallisent ensuite et sont nettement postérieurs à la cassitérite. Étant donné l’absence ou la grande rareté du soufre dans les magmas leucogranitiques, on peut considérer que l’apparition de minéraux arséniés marque le début de l’ouverture du système hydrothermal aux fluides externes non-magmatiques tandis que la cristallisation de stannoïdite, mawsonite et vinciennite résulte de la remobilisation partielle de la cassitérite, permettant à l’étain de se recombiner avec cuivre, fer, zinc et soufre. Les filonnets minéralisés à sulfures restent cependant minces, discontinus et dispersés, plaidant pour un hydrothermalisme de faible ampleur. La richesse en cuivre et arsenic des sulfures suggère une source extérieure au magma, à rechercher dans des amphibolites habituellement riches en ces deux éléments et très abondantes dans le socle métamorphique régional.

La précipitation du tungstène (cristallisation de scheelite puis hübnérite) est très ponctuelle dans le temps, étant confinée à la phase pneumatolytique-hydrothermale. À l’inverse, celle de la cassitérite et de la manganocolumbite dessine un continuum bien plus étalé dans le temps. Pour l’étain, la plus forte concentration s’observe vers la fin de la phase pneumatolytique-hydrothermale dans les filons quartzeux antérieurement exploités. Toutefois, la cassitérite apparaît dans le leucogranite albitique dès la phase magmatique. Sa composition se rapproche du pôle stannifère le long de la droite de substitution au fur et à mesure que le dépôt évolue (cf. Fig. 9). La cassitérite n’a cependant jamais de composition « hydrothermale » au sens de Tindle et Breaks (1998) et Breiter et al. (2007), ce qui suggère que son dépôt intervient lors des phases magmatique, pegmatitique et pneumatolytique, s’arrêtant avant de passer dans le domaine hydrothermal. La présence de cassitérite disséminée dans le leucogranite albitique et les teneurs en étain en roche totale (1000 à 1500 ppm Sn) permettent de rapprocher le leucogranite albitique de Montebras des granites à métaux rares de la chaîne varisque (Beauvoir, Raimbault et al., 1995 ; Argemela, Charoy et Noronha, 1996 ; Michaud et al., 2020). Pour Nb et Ta, l’évolution progressive des manganocolumbites du leucogranite albitique (Fig. 8) est classique dans les granites à métaux rares et les pegmatites (Cuney et al., 1992 ; Raimbault, 1998 ; Linnen et Cuney, 2005) et s’explique par des mécanismes de fractionnement au stade magmatique. Le faible rapport Ta / (Ta + Nb) des manganocolumbites du stockscheider, inversé par rapport à l’évolution de ces minéraux lors de la phase magmatique, traduirait soit un mécanisme de cristallisation magmatique particulier au niveau du stockscheider soit une origine hydrothermale à partir de fluides plus tardifs appauvris en Ta (Harlaux et al., 2017).

Fig. 14 Synthèse des âges U-Pb (et Ar/Ar pour le lépidolite) obtenus à Montebras ; (1) d’après Melleton et al. (2015) ; (2) d’après Cuney et al. (2002). Synthesis of U-Pb (and Ar/Ar for lepidolite) ages obtained at Montebras; (1) from Melleton et al. (2015); (2) from Cuney et al. (2002).

Fig. 15 Chronologie des événements magmatiques et tardi-magmatiques et séquence paragénétique des minéralisations. Chronology of magmatic and late-magmatic events and paragenetic sequence of mineralisation.

8.2 Épisode hydrothermal tardif

La coupole subit localement une fissuration tardive qui l’affecte légèrement et permet l’apparition de filonnets peu puissants à fluorine-barytine-fluorapatite. Ces filonnets occasionnent une imprégnation de fluorine et apatite violettes le long d’un couloir ou d’une lentille décamétrique de 20 à 25 m de large environ, qui se traduit par une légère augmentation des teneurs en calcium du leucogranite albitique dans ce secteur. Cet hydrothermalisme contamine aussi les apatites magmatiques et provoque un rajeunissement partiel, à l’origine de certains âges aberrants.

Il est très probable que cet hydrothermalisme remobilise partiellement l’uranium disséminé et permet la cristallisation des paillettes millimétriques de chalcolite et d’autunite, localement assez fréquentes. Ces filons appartiennent très probablement à l’épisode métallogénique liasique qui met en place vers 200 Ma de puissants filons de fluorine et/ou barytine dans le Massif central (Langeac, Voltennes, Chaillac…) (Marcoux et al., 1990 ; Sizaret et al., 2004) et dans toutes les Hercynides occidentales (El Hammam au Maroc, Angleterre, Espagne, Allemagne…) (Cheilletz et al., 2010).

9 Conclusion

La coupole granitique de Montebras possède plusieurs originalités dans la famille des granites à métaux rares. Tout d’abord, elle présente une géochimie très particulière à l’origine de minéralisations où étain, niobium, tantale et lithium dominent mais qui sont également riches en tungstène, cuivre etc. Le dépôt de l’étain sous forme de cassitérite est associé à un premier dépôt de niobium et tantale et s’étale depuis la phase magmatique jusqu’au début de la phase hydrothermale. Il est possible que ces âges étalés reflètent plusieurs « pulses » de fluides magmatiques et pneumatolytiques, en lien avec des injections magmatiques successives d’un réservoir magmatique profond. Il paraît donc plus étendu dans le temps que dans sa coupole « jumelle » de Beauvoir-Échassières. Par rapport à celle-ci, on observe en outre la présence de scheelite et d’hübnérite. À Beauvoir, le stockwerk de La Bosse est caractérisé par de la ferbérite (Aubert, 1969 ; Harlaux et al., 2017 ; Michaud et Pichavant, 2019). En outre, des sulfures de cuivre-arsenic probablement issus du socle métamorphique sont présents à Montebras.

La coupole livre donc une histoire magmatique-hydrothermale complète, très bien calée dans le temps entre 316 et 304 Ma. Le modèle de cauldron subsidence a été proposé par Aubert (1969) pour expliquer la formation de la coupole (Fig. 16). Dans ce modèle, le microgranite s’effondrerait par endroits, laissant un vide qui permet au leucogranite albitique de s’injecter entre un mur de microgranite et un toit imperméable de granite de Chanon, avec des puissances variables de quelques cm à plus de 50–60 m dans les sites d’extraction actuels. Cet effondrement provoque l’incorporation de blocs de Chanon par magmatic stopping dans le leucogranite albitique, qui va aussi arracher et remonter des blocs de microgranite (bord est et sud-est de la petite carrière). Si ces éléments concordent avec les observations de terrain et les nouveaux résultats géochronologiques obtenus, ce modèle reste cependant peu étayé.

Cette étude confirme enfin la mise en place sub-synchrone de ces magmas à métaux rares dans le nord du Massif central, guidés par le système de failles de la Marche en lien avec une délamination crustale tardi-orogénique (Cuney et al., 2002) : 313,4 ± 1,4 Ma pour Richemont, 309 ± 5 Ma pour la pegmatite de Chèdeville (Cheilletz et al., 1992 ; Melleton et al., 2015), de 316 à 304 Ma pour Montebras, 309,0 ± 1,4 Ma pour Vaulry (Cuney et al., 2002) et 317 ± 6 Ma (U/Pb) à 308 ± 2 Ma (Ar/Ar) pour Beauvoir-Échassières. La genèse de ces magmas peralumineux et phosphorés, riches en K et typiques du plutonisme felsique de collision continentale reste très discutée entre les tenants des modèles de fusion (Cuney et al., 2002 ; Cuney et Barbey, 2014) et de différenciation (Černý et al., 1985 ; London, 2008). Une fusion partielle de la croûte inférieure amincie sub-synchrone dans le nord du massif central, générant des bulles locales de magmas indépendantes nous semble le modèle le plus plausible pour expliquer la mise en place de Montebras et des autres granites à métaux rares régionaux.

Fig. 16 Modèle de mise en place par cauldron subsidence de la coupole de Montebras. (1) Mise en place du microgranite ; (2) Décollement du toit du microgranite et mise en place du leucogranite albitique, mise en place des formations de bordure. Vers 200 Ma, un hydrothermalisme liasique de basse température provoque l’apparition des filons de fluorine-barytine-apatite ; (3) Aspect actuel après érosion. Les failles ne sont pas figurées. Genetic model by cauldron subsidence of the Montebras cupola. (1) Emplacement of the microgranite; (2) Microgranite roof peeling and emplacement of the albitic leucogranite and of the border formations. Ca 200 Ma, a low-temperature Liasic hydrothermalism causes the appearance of fluorite-barite-apatite veins; (3) Current appearance after erosion. Faults have not been represented.

Remerciements

Les auteurs remercient Imerys Ceramics France et notamment Dominique Duhamet, Hervé Delarbre, Octave Reignier et Philippe Rémy pour avoir autorisé l’accès aux carrières, nourri ce travail de nombreuses et fructueuses discussions, en partie financé les travaux scientifiques et enfin autorisé cette publication. Ce travail n’aurait pas abouti sans la collaboration efficace des ingénieurs de recherches et techniciens de l’ISTO : Ida di Carlo, Patricia Benoist-Julliot, Sylvain Janiec, Philippe Penhoud, ainsi que de Clément Hachem qui a participé à l’identification de la qitianlingite.

Annexe

Références

Liste des tableaux

Liste des figures

Fig. 1 (a) Situation de Montebras dans le nord Massif central et (b) géologie locale (d’après Faure, 2014 ; Faure et al., 2009, et la carte géologique de la France au 1/50 000e, feuilles Aigurande et Boussac, éd. BRGM). (a) Location of Montebras in the North of French Massif Central and (b) local geology (from Faure, 2014; Faure et al., 2009, and geological mapping of France at 1/50 000, maps of Aigurande and Boussac).

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Fig. 2 Carte et coupe géologiques de Montebras avec position des anciens travaux miniers pour étain (d’après Aubert, 1969, documents Imerys et levés personnels). La pegmatite stockscheider n’a pas été représentée à cette échelle (sauf sur le sondage MS 7). Voir les figures 3 et 4. Geological map and cross section of Montebras with location of old mining works for tin (from Aubert, 1969, Imerys documents and personal data). At this scale, stockscheider pegmatite has not been represented (except on drill-core MS 7). See Figures 3 and 4.

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	Fig. 3 Carte géologique détaillée des carrières de Montebras (situation à l’été 2019 ; d’après documents Imerys et levés personnels). MS 1 et 11 sont des sondages réalisés par le BRGM en 1955. Detailed geological map of Montebras quarries (situation in summer 2019; from Imerys documents and personal data). MS 1 and 11 are drill cores done by BRGM in 1955.
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Fig. 4 Montebras : la grande carrière et les principales formations rencontrées. (a) Vue générale de la grande carrière vers le nord-ouest au 19 décembre 2018, avec position des différentes entités géologiques. La ligne noire représente la pegmatite stocskscheider séparant le leucogranite du granite de Chanon ; (b) Granite de Chanon, faciès porphyroïde du bord sud de la carrière ; (c) Microgranite (fond de la carrière) ; (d) Leucogranite albitique, faciès standard (RF4) ; (e) Microgranite recoupé par des filonnets de leucogranite albitique ; (f) Réaction minérale avec néocristallisation d’albite au contact microgranite-leucogranite albitique ; (g) La pegmatite stockscheider marquant le contact entre le leucogranite (à gauche) et le granite de Chanon (droite) (bord sud de la carrière) ; (h) Filonnets de quartz à wolframite-scheelite-cassitérite-qitianlingite dans la pegmatite stockscheider en place (bord ouest de la carrière, mai 2019) ; (i) Placages de fluorine violette tardive dans diaclases du leucogranite albitique (mai 2019). Crédits photos : É. Marcoux sauf 4f (D. Duhamet, Imerys) et 4h (B. Barré). Montebras: view of the main quarry and main formations observed. (a) General view of the main quarry towards NW (19/12/2018), with location of the different geological units. Black line represents the stockscheider pegmatite, separating the leucogranite and the Chanon granite; (b) Chanon granite, porphyric facies (south edge of the quarry); (c) Microgranite (bottom of the quarry); (d) Albitic leucogranite (regular facies called RF4); (e) Microgranite crosscut by albitic leucogranite veinlets; (f) Mineral reaction with newly crystallized albite at the contact microgranite- albitic leucogranite; (g) Stockscheider pegmatite marking contact between leucogranite (left) and the Chanon granite (right) (south edge of the quarry); (h) Quartz veinlets with wolframite-scheelite-cassiterite-qitianlingite within the stockscheider pegmatite (western edge of the quarry, May 2019); (i) Coatings of late purple fluorite on diaclases of albitic leucogranite (May 2019). Credits: É. Marcoux except 4f (D. Duhamet, Imerys) and 4h (B. Barré).

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Fig. 5 Cassitérite magmatique disséminée dans le leucogranite albitique. (a) Cristaux automorphes (gris clair ; microscope par réflexion) ; (b) Idem (microscope par transmission) ; (c) Cristaux automorphes avec manganocolumbite (Mn-columbite) ; microscope par réflexion). Magmatic cassiterite disseminated within albitic leucogranite. (a) Idiomorphic crystals (light grey; reflected light microscope); (b) Idem (transmitted light microscope); (c) Idiomorphic crystals with manganocolumbite (Mn-columbite; reflected light microscope).

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Fig. 6 Minéralisation à Sn-W-(Nb-Ta) de la pegmatite stockscheider (photos en lumière réfléchie). (a) Cristaux automorphes de cassitérite (cs) avec wolframite lamellaire (wo) dans gangue de quartz, feldspaths et micas (gris très sombre) ; (b) Idem avec manganocolumbite (mc) ; (c) Wolframite lamellaire (wo) avec plages de scheelite (sch). Sn-W-(Nb-Ta) minerals from stockscheider pegmatite (reflected light microscope). (a) Automorphic crystals of cassiterite (cs) with lamellar wolframite (wo) in a gangue of quartz, feldspar and micas (very dark grey); (b) Idem with manganocolumbite (mc); (c) Lamellar wolframite (wo) with scheelite (sch).

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Fig. 7 Habitus de la qitianlingite. (a) Cartographie élémentaire au MEB montrant les cristaux mixtes de qitianlingite-manganocolumbite (violets), wolframite (blanc-gris) et scheelite (gris sombre avec les impacts de laser pour datation ICPMS) ; (b) Cartographie élémentaire au MEB du grand cristal de qitianlingite-manganocolumbite visible sur (a) et montrant la répartition du niobium. Les zones riches en Nb (rouge à jaune) correspondent à la manganocolumbite, les zones pauvres (bleu et vert) à la qitianlingite ; (c) Idem (b), montrant la répartition du tungstène. Les zones enrichies en W (vert) correspondent à la qitianlingite, les zones appauvries et dépourvues de W (bleu à violacé) à la manganocolumbite. Les zones très riches, rouges et orangées, sont de la wolframite. Qitianlingite habits. (a) MEB mapping (BSE) showing mixed crystals of qitianlingite-manganocolumbite (purple), wolframite (grey-white) and scheelite (dark grey with ICPMS laser impacts); (b) MEB mapping (BSE) made on the huge qitianlingite-manganocolumbite mixed crystal visible on (a) and showing niobium distribution. Nb-rich zones (red to yellow) is manganocolumbite, Nb-depleted zones (blue and green) is qitianlingite; (c) Idem (b), showing tungsten distribution. W-rich zones (green) is qitianlingite, W-depleted zones (blue to purplish) is manganocolumbite. Very-rich zones (red and orange) are wolframite.

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	Fig. 8 Diagramme binaire Ta / (Ta + Nb)-Mn / (Mn + Fe) (% at.) montrant la composition des colombo-tantalites (colombo-tantalites disséminées dans le leucogranite d’après Belkasmi et Cuney, 1998). Ta/(Ta+Nb)-Mn/(Mn+Fe) binary diagram showing columbite-tantalite compositions (disseminated colombo-tantalites from Belkasmi and Cuney, 1998).
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Fig. 9 Compositions des cassitérites dans le diagramme ternaire (Sn + Ti + W) − (Mn + Fe) − (Nb + Ta) (% at.). (1) représente la droite de substitution (Fe,Mn)2+ + 2(Nb,Ta)5+ ↔ 3(Sn,Ti)4+ d’après Černý et al. (1985). Les trends magmatique et hydrothermal sont d’après Tindle et Breaks (1998) et Breiter et al. (2007). Cassiterite compositions plotted in the at. (Sn + Ti + W) − (Mn + Fe) − (Nb + Ta) ternary diagram. (1) represents the (Fe,Mn)2+ + 2(Nb,Ta)5+ ↔ 3(Sn,Ti)4+ substitution line after Černý et al. (1985). Magmatic and hydrothermal trends drawn after Tindle and Breaks (1998) and Breiter et al. (2007).

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Fig. 10 Minéralisation à sulfures de la pegmatite stockscheider (photos au microscope métallographique). (a) Cassitérite (cs) avec mawsonite–stannoïdite (mw) et tennantite (tn) sur löllingite-arsénopyrite (asp) ; plages indépendantes à chalcopyrite (cp), tennantite (tn) et rare galène (g) dans quartz (noir) ; (b) Chalcopyrite (cp) avec mawsonite (mw) et stannoïdite (st) dans quartz (noir) ; (c) Mawsonite (mw) en auréole de réaction entre cassitérite (cs) et chalcopyrite (cp), avec löllingite-arsénopyrite (asp) et tennantite (tn); (d) Chalcopyrite (cp), tennantite (tn) et rare mawsonite (mw) en bordure et dans un vide d’arsénopyrite-löllingite (asp), avec quartz (noir) ; (e) Grain fracturé de cassitérite (cs) remplacé par mawsonite (mw) avec rares inclusions de löllingite (lo, blanc) et chalcopyrite (cp). Sulphides mineralization of the stockscheider pegmatite (reflected light microscope). (a) Cassiterite (cs) with mawsonite–stannoidite (mw) and tennantite (tn) on löllingite-arsenopyrite (asp) ; independant patches are chalcopyrite (cp), tennantite (tn) and rare galena (g) within quartz (black); (b) Chalcopyrite (cp) with mawsonite (mw) and stannoidite (st) within quartz (black); (c) Mawsonite (mw) as reaction halo between cassiterite (cs) and chalcopyrite (cp), with löllingite-arsenopyrite (asp) and tennantite (tn); (d) Chalcopyrite (cp), tennantite (tn) and rare mawsonite (mw) on the edge and within a vug of arsenopyrite-löllingite (asp), with quartz (black); (e) Fractured grain of cassiterite (cs) replaced by mawsonite (mw) with rare inclusions of löllingite (lo, white) and chalcopyrite (cp).

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Fig. 11 Faciès de l’apatite. (a) Cristaux d’apatite magmatique avec topaze dans le leucogranite albitique (image MEB, électrons rétrodiffusés) ; (b) Apatite hydrothermale liasique avec fluorine imprégnant le leucogranite (avec topaze résiduelle) ; (c) Apatite hydrothermale liasique en cristaux automorphes violets (1 cm pour le plus grand cristal au centre) tapissant une diaclase du leucogranite albitique. Apatite habits. (a) Magmatic apatite crystals with topaz within albitic leucogranite (MEB, backscattered electrons); (b) Liasic hydrothermal apatite with fluorite permeating albitic leucogranite (with residual topaz); (c) Purple automorphic crystals (1 cm for the biggest crystal in the center) of liasic hydrothermal apatite coating a leucogranite diaclase.

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Fig. 12 Diagramme Concordia obtenus pour le zircon du granite de Chanon (A), et diagrammes Concordia Tera-Wasserburg obtenus sur la coupole de Montebras pour l’apatite du microgranite (B), la manganocolumbite « coltan » (C), la cassitérite (D) et l’apatite (E) du leucogranite albitique, deux cassitérites de la pegmatite stockscheider (F et G), et une cassitérite de filon de quartz stannifère (H) ; n correspond au nombre d’analyses utilisées pour calculer la concordia. Les ellipses et les erreurs sont à 2 σ. Concordia diagram obtained for zircon from Chanon granite (A) and Tera-Wasserburg concordia diagrams obtained on the Montebras cupola for apatite from microgranite (B), manganocolumbite “coltan” (C), cassiterite (D) and apatite (E) from albitic leucogranite, two cassiterite from stockscheider pegmatite (F and G), and a cassiterite from a tin-bearing quartz vein (H); n corresponds to the number of analyses used for calculation per sample. Ellipses and errors are reported at 2 σ.

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	Fig. 13 Aspect de zircons du granite de Chanon (photo MEB Zeiss, ISTO Orléans). On n’observe pas de cœurs hérités mais les analyses ont néanmoins porté sur la bordure des cristaux. Zircon habits of the Chanon granite (SEM Zeiss photograph, ISTO Orléans). No inherited core has been observed but nevertheless, only crystals rims have been analysed.
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	Fig. 14 Synthèse des âges U-Pb (et Ar/Ar pour le lépidolite) obtenus à Montebras ; (1) d’après Melleton et al. (2015) ; (2) d’après Cuney et al. (2002). Synthesis of U-Pb (and Ar/Ar for lepidolite) ages obtained at Montebras; (1) from Melleton et al. (2015); (2) from Cuney et al. (2002).
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	Fig. 15 Chronologie des événements magmatiques et tardi-magmatiques et séquence paragénétique des minéralisations. Chronology of magmatic and late-magmatic events and paragenetic sequence of mineralisation.
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Fig. 16 Modèle de mise en place par cauldron subsidence de la coupole de Montebras. (1) Mise en place du microgranite ; (2) Décollement du toit du microgranite et mise en place du leucogranite albitique, mise en place des formations de bordure. Vers 200 Ma, un hydrothermalisme liasique de basse température provoque l’apparition des filons de fluorine-barytine-apatite ; (3) Aspect actuel après érosion. Les failles ne sont pas figurées. Genetic model by cauldron subsidence of the Montebras cupola. (1) Emplacement of the microgranite; (2) Microgranite roof peeling and emplacement of the albitic leucogranite and of the border formations. Ca 200 Ma, a low-temperature Liasic hydrothermalism causes the appearance of fluorite-barite-apatite veins; (3) Current appearance after erosion. Faults have not been represented.

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