2- Diagenèse de la Formation de Beauharnois
2.3 Le problème de la dédolomitisation et la géochimie isotopique
La dédolomitisation estunphénomènediagénétique important dans l'évolution des dolomies de Beauhamois. Le milieu diagénétique de ce phénomène de remplacement demeure cependant indéterminé jusqu'à maintenant, même si nous savons qu'il s'agit d'un évènement manifestement tardif dans l'histoire diagénétique desdolomies. Le remplacement de dolomite par dela calcite est susceptible d'exprimerune période d'exposition sub-aérienne desdolomies, car la dédolomitisation est souvent associée à une altération par des eaux météoriques superficielles (e.g. Evamy, 1967; Braun et Friedman, 1970; Wolfe, 1970; Chafetz, 1972). Cependant, des étudesrécentes (Budaietal., 1984; Woronicket Land, 1985) ont démontré que la dédolomitisation peut aussi se produire lors de l'enfouissement. Pour savoir s'il s'agit d'un phénomène télodiagénétique oudiagénétique profond dans lesdolomies de Beauhamois, nous nous sommesintéressées àlacomposition isotopique (C et O) de la calcite et de la dolomite,afin de mieux cerner l'environnement diagénétiquede ce phénomène de remplacement.
Méthode d'échantillonnage
Les déterminations isotopiques ont étéeffectuéessurdespoudres contenant de ladolomite et de la calcite. L'échantillonnage s'est fait de lafaçon suivante. Les poudresproviennentdu broyage (au mortierd'agate) de lamelles de roche (épaisseur: 500 |im)coupées du talon deslamesminces polies sélectionnées. Ces lames minces montraient les différents types de dédolomitisation reconnus. Les fines lamelles ont été colorées au rouge S d'alizarin, afin de déterminer le pourcentage de calcite et de dolomite (observation faite au binoculaire et complétée avec les observations pétrographiques). Lespoudresontétéanalysées au laboratoire GEOTOP, selon la procédure empruntée à l'OCCGS-GSC Stable Isotope Facility (Bruce Taylor, comm. pers.). Cette procédure est décrite dans la section méthodologie.
Groupes d’échantillons
La composition isotopiquedescarbonates a été déterminée surdes échantillons dédolomitisés de type 1 (remplacement intracristallin), de type 2 (remplacementintercristallin), ainsi que sur des échantillons montrant des plages irrégulières de calcite sparitiquecontenantdesrhomboèdres de dolomite. Lestypes 1 et 2 sont habituellementintimement associés dans laroche. Les analyses ont donc porté simultanément sur ces deuxtypesetsontdésignées ici par lesrésultatsdu groupe A. Les analyses surla calcite sparitique en plages irrégulières correspondent aux résultatsdu groupe B. Lesvaleurs du groupe C comprennent les compositions isotopiques de la calcite de nodules, laquelle a possiblement remplacé de l'anhydrite lors de l'épisode de carbonatisation (source N. Tassé, données non-publiées). Il s'agit de quelques données seulement, lesquelles proviennent d'échantillons prélevés en majorité dans les sondages étudiés (àl'exceptiondu puits Salem no. 1) et où la calcite était présente dans des nodules, quelques fois associée à de la dolomite sparitique. Ce groupe de données (groupe C) est utilisé pour fins de comparaison. Tassé et Schrijver (1986) interprètent cette carbonatisation comme résultant d'une réduction thermocatalytique de sulfates en diagenèse tardive. Tous les résultats sont indiqués au tableau 4.
Vérification de la méthode d'analyse
Pour voir si la méthode d'analyse utilisée (i.e. calcite et dolomite analysées ensemble) a influencé les valeurs de la composition isotopique de la calcite, nous avons effectué les vérifications illustrées à la figure 14 (a et b). La figure 14a montre quepour un pourcentage semblable de dolomite (70-90%),les valeurs de AôO sont très variables(-là -4). La figure 14b montre que les valeurs de A3C sont assez bienregroupées (0 à -1), pour des pourcentagesde dolomitevariant de 60 à 95%. D'après ces deux graphiques, il semble donc ne pas y avoir de corrélation entre A3C ou A3O descarbonates en fonction de la quantité dedolomite dans les poudresanalysées. Ces observations permettent donc d'excluredes contributions significatives de dC et de 30 de ladolomite dans l'analysedes calcites.
Tableau 4: Composition isotopiquedes carbonates desgroupes A, B et C ainsi que le pourcentage de dolomite dansles poudresanalysées.(GroupeC: source
N. Tassé,donnéesinédites)
# éch. d O cal d C cal
aodoi
acdoi
% dol groupeOS 1977.0 -8.2 -5.2 -6.4 -4.5 85 A BM 2867.5 -8.3 -4.6 -4.4 -4.4 90 A BM 2965 -7.7 -4.1 -4.3 -3.0 85 A QIM 1355.5 -8.1 -7.5 -5.1 -6.2 40 A QIM 1113.3a -7.8 -5.1 -4.0 -4.6 70 A DF-27-11.15 -6.7 -3.7 -4.6 -3.1 90 A DF-37-16.3 -7.2 -4.4 -4.1 -3.9 75 A QNGV 251.3 -7.4 -3.2 -4.2 -3.2 75 A QNGV 939.6 -8.3 -4.7 -6.5 -3.8 30 A QIM 1475.5 -7.9 -5.3 -5.7 -4.3 85 A QIM 1521.7 -6.7 -4.6 -5.4 -4.0 90 A OS 2262.6 -7.8 -4.0 -3.8 -3.5 90 * B QIM 1113.3b -6.6 -5.0 -3.5 -4.9 80 B QNGV 395.5 -9.5 -11.6 -6.7 -5.1 25 B QNGV 574.2 -7.8 -5.6 -3.8 -4.8 75 B QNGV 682.5 -8.6 -4.4 -9.0 -4.3 60 B QIM 1751.5 -11.4 -2.6 C OS 2200.6 -9.4 -9.0 C QNGV 725.5 -10.2 -4.4 G QNGV 1142.6 -8.8 -5.8 C S 1 296.3 -12.5 -4.3 C S 1 311.0 -14.2 -5.1 c S 1 333.0 -11.1 -5.8 c S 1 549.6 -11.3 -4.8 c
a- •> • • • • • • •»
%dol
100 80 60 40 20 i---1--- 1--- 1---1---1--- 0 -5 -4 -3 -2-10 1AOO
b- 100 80 60% dol
i--- 1--- 1---1---1---1---1--- 1--- 0 -7.0 -6.0 -5.0 -4.0 -3.0 -2.0 -1.0 0.0 1.0A3C
Figure 14 a-Relation entreAôOdes carbonates desgroupes A et B et le pourcentage de dolomitedans les poudresanalysées.
b-Relation entre AôC des carbonates des groupes Aet B et lepourcentagede dolomitedans lespoudres analysées
Groupe A (types 1 et 2)
La calcite et la dolomite présentes dans les échantillons du groupe A (fig. 15) montrent des valeurs semblables de dIl *13C (-3.0 à -5.3 °/oo ), à l'exception d'un échantillon où les deux carbonates présents sont plus allégés en carbone parrapport au restedu groupe (313C dolomite= -6.2 °/oo et 813C calcite= -7.5 °/oo). Il ya tout de même allègement faible, de 0.2 à 1.3°/oo, en moyenne 0.7 °/oo, de la calcite par rapport à la dolomite co-existante, exception faite d'un échantillon oùles 313 * * *C sont égaux. Dans touslescas, lacalcite est plus allégée enoxygène (-6.7 à -8.3 °/oo ) que la dolomiteco-existante (-4.0 à -6.5 °/oo). Bien que lesvaleursde d18O soient assez bien regroupées pour la calcite, on note toutefois àl'intérieurdu groupe de la dolomite, un allègement marqué de certains échantillons, dont les valeursde318O atteignentpresque celles de la calcite.
Il est clair que les carbonatesdu groupe A sont allégés en oxygène par rapport àdes carbonates marins communs, dont le 318O voisine généralement des valeurs de 0 °/oo. D'après Land (1983), les dolomies présentant des rapports d'oxygène inférieurs à -2.0 °/ootémoignent d'une formation ou de modifications faisant intervenirdes eaux météoriques et/ou des températures élevées. Un ré-équilibre diagénétique est l'hypothèse la plusprobable dans le cas des dolomies de Beauharnois. En effet, l'environnement de sabkha postulé comme environnement de diagenèse précoce permetd'exclure une dolomitisation faisant intervenir des eaux météoriques susceptibles d'alléger les 318O. Deplus, une évidence directe d'une modification diagénétique est suggérée par l'allègement en oxygène observé à l’intérieur du groupe d'échantillons de dolomite. En effet, l'allègement au sein de ce groupe semble relié à la présence d'accrétion limpide de dolomite au pourtour des rhomboèdres. Les échantillons avec des cristaux de dolomitemontrant des excroissances limpidesimportantes (phases tardives) et très souvent un coeur encalcite(fig. 10, dédolomitisationintracristalline: disparition desphases précoces) sont plus allégés en oxygène que ceux dans lesquels les accrétions limpides sont moins
GO -J
importantes et où les coeurs des rhomboèdres sont intacts (fig. 11, dédolomitisation intercristalline). Ceci impliquequela dolomite limpide tardive est plusallégée enoxygèneque la dolomite précoce riche en inclusions. L'évolution diagénétique de la composante dolomite semble donc s'exprimer au niveau isotopique par un ré-équilibre des valeurs de 918O plus légères. Les phases tardives montrent un allègement encore plus prononcé, témoignant de températures plus élevées et/ou de fluides allégés en oxygène par rapport aux compositions d'origine. La composition isotopiquede l'oxygène de la calcite s'inscrit dans la fouléedecette tendanceà l'allégementen918O descarbonates.
Les valeurs de 313C des dolomites du groupe A témoignent d'un certain allègement par l'inclusion de carboned'origine organique,au cours des mêmes phénomènes diagénétiques à l'origine de l'allègement en oxygène. La composition descalcites résultant de la dédolomitisation montre que le carbonate dissous des fluides impliqués dans le processus était foncièrement en équilibre isotopique avec la roche encaissante. Les 513C des calcites ne sont que légèrement allégés, probablement suite àl'inclusion de carbone organique dégagé aucours de la diagenèse. L'allègement significatif en carbone de l'échantillon du puits QIM par rapport àceuxdes autres localités semble caractériser l'ensemble de ce puits, si l'on considère la distribution des compositionsisotopiques enfonction des localités (fig. 16). Ceci pourrait refléter unevariable reliée à l'hydrologie du bassin, les fluides circulant à cet endroit devant véhiculer plus de carbone dérivé decarbone organique.
Groupe B
Les résultatsdes analyses dece groupe (fig. 17) secomparent à ceux du groupe A. La calcite sparitique enplages irrégulières ainsi quelesrhomboèdres de dolomite qu'elle contient (fig. 13) sont tous deux allégés en carbone, et ce dans la même proportion (-3.5 à -5.6 °/oo ), à l'exception d'un échantillon, où seule la calcite est très allégée (-11.6 °/oo ). Comme pour le
ao
Figure 16: Distributiondescompositions isotopiques en fonction des localités (Groupe A) ( O dolomite, •calcite)
co CD
Figure 17: Composition isotopique descarbonatesdu groupe B ( □ dolomite, ■ calcite)
groupe A, la calcite est légèrement plus riche en carbone léger que les cristaux de dolomite co-existants, avec un allègement variant entre 0.1 et 0.8 °/oo, et de 6.5 °/oo pour l'exception notée. La calcite sparitique présente aussi un allègement en oxygène (-6.6 à -9.5 °/oo ) par rapport à la dolomite qu'elle contient (-3.8 à -6.7 °/oo ), à l'exception d'un échantillon, où la dolomite n'est cependant allégéeque de 0.4 °/oo parrapportà la calcite. L'étendue desvariations de ô18O pour ladolomite est telle que la composition de certainesdolomies chevaucheavec le champ des calcites.
La compositionisotopiquedu carbone de lacalcite et dela dolomitevarie peu,à l'exception d'un
échantillon, où lacalcite trèsallégéeen carbonereflète vraisemblablement unesource de CO2 dérivé de matière organique.
Les valeurs faibles de318O de lacalcite représentent des fluides allégés en oxygène et/ou des températures élevées, lors de la formation dece carbonate. L'allègementenoxygène de certains échantillons de dolomite par rapport à d'autres semble associé à la présence d'excroissance limpide de dolomite surdescristaux pré-existants,comme c'est le cas pour le groupe A. Un bon exemple de l'allègement des phases tardives est le cas où de la dolomite est légèrement plus enrichie en oxygène léger quela calcite sparitiqueenvironnante.
Comparaison des groupes A, B et C
La calcitedes carbonates dugroupeB partageavec les sulfates carbonatisés la texturesparitique, mais s'en distingue par la présence derhomboèdres de dolomite, en concentration plusoumoins grande. Il s'agit vraisemblablement de calcite de dédolomitisation, mais les textures caractéristiques comme celles observées dans le groupe A (i.e. remplacement intra- et intercristallin important) sont absentes. Pour clarifier l'origine de ces carbonates, leur compositionest comparée àcelledes échantillons desgroupes A et C(fîg. 18 et 19).
La figure 18montre une affinité décomposition isotopique entre les calcitesdes groupes A etB, quisuggère un certain lien génétique. Les principales divergences entreles deux groupes ontsurtouttrait à une légère différence delacomposition isotopiquede l'oxygène de la dolomite. Les cristaux de dolomite flottants dans la calcite (groupe B) sont soit plus allégés, soit plus alourdisenoxygène que la dolomite du groupe A. Cette distributionparticulière est possiblement tout à faitfortuite, la dispersionn'étant documentée que pour 5 analyses, comparativement à 11 pour legroupe A.
La figure 19 montre comment les calcites du groupe B tendent à se démarquer de celles du groupe C. De façon générale, la calcite des deux groupes présente unecompositiondu carbone semblable (-4.0 à -5.6 °/oo ), à l'exception dedeux échantillons du groupe C, où la calcite des nodules est soit plus alourdie (-2.6 °/oo ), ou soit plus allégée en carbone (-9.0 °/oo ) et d'un échantillon du groupe B, où la calciteest très allégée (-11.6 °/oo ). La principaledifférenceréside dans lacomposition de l'oxygène, lacalcitedes nodules (groupe C) étant beaucoup plus allégée (-8.8 à -14.2 °/oo ) que celle du groupeB (-6.6 à -9.5 °/oo ).
L'allègement général en oxygènedelacalcitedes nodules (calcite ayant remplacédes sulfates) reflète soit un allègementen oxygène des solutions impliquées dans la carbonatisationet/ou des températures élevées. La comparaison des compositions isotopiquesdescalcitesdes groupes A, B et C suggère une plus grande affinité du groupe B avec le groupe A, qu'avec le groupe C. Donc,il s'agit possiblement dedédolomitisation comparableau type 2, maisde façon beaucoup plusintensive.
L'échantillon du groupe B avec une calcite exceptionnellement allégée en 513C, alorsque la dolomite co-existante est plutôt dans la norme, est peut-être une exception, où une carbonatisation des sulfates aurait pu intervenir. L'allègement en oxygène de la calcite des nodules parrapport à lacalcite de dédolomitisationpose toutefoisun problème intéressant. Les
Figure 18: Comparaisondes compositions isotopiquesdes carbonates des groupes A ( odolomite, • calcite) et B ( □ dolomite, ■ calcite)
& GO
A A
ac
À A A A AFigure 19: Comparaison descompositions isotopiques descarbonates des groupes B ( □ dolomite,■ calcite) et C( acalcitedes nodules)
évidences pétrographiques suggèrent que la dédolomitisation est postérieure àla carbonatisation des sulfates, étant donné quedes dolosparites nodulaires dédolomitisées ontété observées( fig.
12). Cependant, la composition isotopique de l'oxygène des nodules est plus faible. Pour expliquercette différence de signatures isotopiques de la calcite, on peut d'abord penser à la méthode d'analyse utilisée. En effet, cette méthode consiste en une attaque des poudres (composées de calcite et de dolomite) àl'acide phosphorique etenuneanalysedu CO2 libéré.Le
CO2 dégagé à l'étape 1 reflètevraisemblablementlasignatureisotopique de la calcite, maisil se pourrait qu'un peu d'oxygène de la dolomite ait été libéré en même temps. Si tel estle cas, la présence d'oxygène lourd de la dolomite dans l'analyse des calcites de dédolomitisation apu contribuer à aloudir ces dernières enoxygène.
Si la méthode d'analyse n'apasinfluencé la composition isotopique enoxygène de la calcitede dédolomitisation,il faut maintenantse tourner verslesenvironnements diagénétiques respectifs de la dédolomitisation et de la carbonatisation. Pour expliquer la différence de signature isotopique de la calcite,il existedeux hypothèses:
1- les fluides impliqués dans la carbonatisation des sulfates et dans la dédolomitisation sont de naturedifférente:
2- les fluidesimpliqués dans cesdeux processus sont de même nature,mais lacomposition isotopique des carbonates suite à un rapport eau/roche élevédifférera dans l'épisodede dédolomitisation etdansceluide carbonatisation.
L'hypothèse 1 suggère que lesfluides associés àla carbonatisation des sulfates sont très allégés en oxygène et possiblement de haute température d'après les d180 de la calcite des nodules, tandisque ceux impliqués dans la dédolomitisation sontmoins allégés et vraisemblablement de plusbasse température. Ces derniers pourraientcorrespondent àdeseaux d'origine météorique. Cependant, cette hypothèse est peu probable, caries ô180 observés pour la calcite de
dédolomitisation (-6.6 à -8.6 °/oo ) diffèrent de ceux généralementobtenus pour de la calcite stabilisée sous des conditions de régime météorique (0 à -5.0 °/oo, e.g. Moore et Druckman, 1981; James et Choquette, 1984). De plus, si la dédolomitisation est unprocessus diagénétique de surface, commentexpliquerla similitude decomposition isotopique du carbone entre la calcite des nodules et la calcite de dédolomitisation? S'il s'agissait de deux environnements diagénétiques différents, la calcite de dédolomitisation devrait présenter des valeurs de d13C quireflètent unecertaine source de carboneorganique provenant de la surface. Ce n'est pas le cas, la figure 19 montre quelesvaleursde d13C sont similairespour la dolomite, la calcite de dédolomitisation et la calcite des nodules, cette dernière s’étant formée lors de l'enfouissement.
L'hypothèse 2, voulant que les fluides soient demême nature, impliqueque la dédolomitisation se produise lors de l'enfouissement. Compte tenu du peu de fluides en circulation dans un système à rapport eau/roche faible, les carbonates formés peuventrefléter, au moins en partie, la composition isotopique du matériel précurseur (Czerniakowski et al., 1984). Dans le cas présentement discuté,ceprécurseur est une dolomite relativement alourdieen oxygène. Sur des bases conceptuelles, on peut concevoir que la composition isotopique de ce précurseur influencera cellede la calcite néoformée: l'existenced'unecontinuitéoptique dolomite-calcite, en particulierdans un type de dédolomitisation (type 1), impliqueen effet un contact extrêmement intime deces phases, lors de la néoformationde la calcite. Dans le cas de remplacement d'un sulfate, aucun échange de groupements carbonates ne peut intervenir, d'où possibilité pour la calcitenéoformée de refléterplus intégralementla composition isotopiquedu fluide ambiantLa composition isotopiquedela calcite de dédolomitisation est donc possiblement biaisée par celle du carbonate pré-existant, tandis que pour la calcite des nodules, le biais est moindre, car il s'agitd'un sulfate. Cette hypothèse pourrait expliquer la tendance àl'allègementen oxygènede la calcite des nodules, même si elle est antérieure ou quasi-contemporaine àladédolomitisation.
En résumé,les compositions isotopiques(C etO) de la calcite des nodulesetde la calcite de dédolomitisation montrent un certain lien génétique, qui suggère que la dédolomitisation est possiblement associée à la diagenèse d'enfouissement et non à une altération par des eaux météoriques superficielles.