Contact Beekmantown-Chazy dans les basses-terres du St-Laurent : évaluation des effets de la discordance (ordovicien inférieur)

CONTACT BEEKMANTOWN-CHAZY DANS LES BASSES-TERRESDU ST-LAURENT; EVALUATIONDES EFFETS DE LA DISCORDANCE

(ORDOVICIEN INFERIEUR)

DANIELLE FORTIN

Mémoire présenté pour l'obtention

du gradede maîtreès sciences (M. Sc.)

ECOLE DESGRADUES UNIVERSITE LAVAL

Résumé

Dans la séquence stratigraphique des Basses-Terres du St-Laurent, la discordance la plus importante serait cellequiexisteentreles dolomies de Beekmantown (Ordovicieninférieur)et les calcaires de Chazy (Ordovicien moyen). Notre étude s'est intéressée à ce contact et aux carbonates adjacents, compte tenu de l'implication possible sur la métallogénie des Basses-Terres. De façon générale, les empilements de carbonates sous-jacents à des discordances forment des cibles de prédilectionpourl'emplacement de gisementsdeplombetde zinc. Les dolomies de Beauhamois présentent des lithofaciès à dominance intertidale et supratidale, témoignant d'environnements de platier de carbonates accumulés en milieu aride. Des corrélations effectuées sur six coupes montrant le contactdans la région de Montréal n'ont pas permis de mettreen évidence une surface d'érosion ou d'exposition aérienneau sommet du Beekmantown, et ce même à grande échelle. L'étude diagénétique de ces mêmes dolomies n'indique pas de dissolution de carbonates en profondeur susceptible d'exprimer une karstification en télodiagenèse. La dédolomitisation, seul phénomène pouvant réfléter une altération par des eaux météoriques superficielles, semble plutôt reliée à la diagenèse d'enfouissement, et plus spécifiquement à l'épisode de carbonatisation de sulfates. Suite à nos travaux, nous croyons que la discordance du Beekmantown dans les Basses-Terres du St-Laurent serait inexistanteou de faible magnitude dans la régionétudiée.

Remerciements

Nous tenons àremercier tout spécialement Messieurs Pierre-André Bourque et Normand Tassé pour leur encouragement et leurs précieux conseils tout au long de cette recherche. Nous remercions aussi l'INRS-Géoressources, où s'est effectuée notre recherche, ainsi que les organismes ayant assuré son financement (CRSNG-dépenses courantes, N. Tassé; FCAR-équipe, A. Achab et al. et Fonds institutionnels). Nous remercions également le personnelde ce centre pour F aide apportée lors de la préparation dumatérielde laboratoire.

En dernier lieu, nous voulons souligner la collaboration de la communauté Mohawk de Kahnawake, laquelle nous a donnéaccès àlacarrière Rivermont.

Résumé... ...i

Remerciements... ... ...il Liste des figures... ... ni Liste destableaux...,,, ....,... v

Introduction...1

Contexte géologique...5

Méthodologie...8

1- Examen des six coupes montrant le contact Beekmantown-Chazy...12

1.1 Descriptions des lithofaciès des Formationsde Beauhamois etde Laval...12

1.2 Corrélations - contact Beekmantown-Chazy... ... ...16

- intraformationnelles... ...18

1.3 Le contact Beekmantown-Chazy dans les Basses-Terres du St-Laurent et ses équivalents stratigraphiques... ...19

2- Diagenèse de la Formation de Beauharnois... 21

2.1 Les principaux composants... ...121

2.2 Séquenced'évènements diagénétiquesdes dolomies de Beauhamois...24

2.3 Le problème de la dédolomitisation et lagéochimieisotopique...32

2.4 Discussion de l'évolutiondiagénétique desdolomies... 48

3- Signification de la discordancedu Beekmantown dans la région de Montréal... 52

Résumé et conclusion... 55

Références bibliographiques... 57 Annexe(description détaillée des six coupes)...vi à xii

Figure 1: Carte géologiquedes Basses-Terres du St-Laurent et localisation des six

coupes étudiées... 3

Figure 2: Carrière Rivermont,contact Beekmantown-Chazy... 10

Figure 3: Corrélation des six coupes étudiées... 17

Figure 4: Anhydriteinterstitielle pénécontemporaine à l'accumulation...26

Figure 5: Dolomiemontrant de fines lamines préservéespar l'épisodede silification...26

Figure 6: Rhomboèdres de dolomitetotalementremplacés par de la silice...26

Figure 7: Excroissance de dolomite limpide surdes cristaux de dolomitepré-existants...28

Figure 8: Anhydrite tardive recoupant une plage de bitumes...328

Figure9: Nodule desulfate totalement remplacé par de la dolomite baroque... 28

Figure10: Calcite aucoeur descristaux de dolomite (dédolomitisationintercristalline, type 1)... 29

Figure 11: Calcite microsparitique logéeentreles cristaux de dolomite (dédolomitisation intercristalline, type 2)...29

Figure 12: Nodule de dolomite baroquepartiellement remplacépar de la calcite

(type 3)... 29

Figure 13: Plage de calcite sparitique contenantdes rhomboèdres dedolomite... 29

Figure 14: Relations entre A3 O et A9C des carbonates (groupesA et B) et pourcentage

de dolomite... 35

Figure 15: Composition isotopiquedescarbonatesdu groupe A...37

Figure 16: Distribution des compositions isotopiquesenfonction des localités

(groupe A)... 39

Figure 17: Composition isotopiquedescarbonates du groupe B...40

Figure 18: Comparaison des compositions isotopiques descarbonates des groupes

A et B...43

Figure 19: Comparaison descompositions isotopiques des carbonates des groupes

Tableau 1: Stratigraphie des Basses-Terres du St-Laurent(région de Montréal)...4

Tableau 2: Liste des sondages étudiés... 9

Tableau3: Séquenced'événements diagénétiques desdolomies de Beauhamois... 25

Tableau 4: Composition isotopique (C et O) des échantillons des groupes A, B et C,

Introduction

Defaçon générale, les empilementsde carbonates sous-jacents àdes discordances formentdes cibles de prédilection pourlarecherchede gisements de plomb etde zinc dansles séquences de plate-forme (Sangster, 1970a; Anderson et Macqueen, 1982). En effet, l'augmentation de porosité et de perméabilité conséquente à une exposition aérienne pourrait être un facteur importantpour le déplacementdes fluides et laprécipitationde sulfures. Au Québec, lesous-sol des Basses-Terres du St-Laurent est constitué d'un empilement sédimentaire paléozoïque, à prédominance de carbonates, représentantdes accumulations deplate-forme (fig. 1 et tableau 1). La discordance laplusimportante dans cette séquence serait celle qui setrouveentre les Groupes de Beekmantown (Ordovicien inférieur) et de Chazy (Ordovicien moyen). Notre étude s'intéresse donc aux carbonates adjacents à ce contact, compte tenu des implications possibles surlamétallogéniedes Basses-Terres.

Nos travaux ont porté sur l'étude détailléedes lithofaciès de la seule coupemontrant le contact Beekmantown-Chazyen surface au Québec, ainsi que de ceux regroupés dans cinq sondages pétroliers carottés traversant ce contact, afin dedéceler des évidences de surface d'érosion ou d'exposition aérienne visibles à toute échelle au sommet du Beekmantown. Une attention particulière a été portée à la diagenèse des dolomies de Beauharnois, dans le but d’identifier d'éventuels phénomènes de télodiagenèsereliés à une exposition aérienne. Le problème de la dédolomitisation a été étudié enprofondeur à l'aide de la géochimie isotopique.

Les résultats de nos travaux montrent que le seul examen des lithofaciès n'est pas concluant. L'absencede marqueurs stratigraphiques dansceslithologiesempêchede mettre en évidence une éventuelle discordance à grande échelle, ou encore, uneconformité totale du Groupe de Chazy sur le Groupede Beekmantown. La dédolomitisation, seul phénomène diagénétiqueobservé pouvant exprimer une exposition aérienne des dolomies de Beauharnois (e.g. Evamy, 1967; Braun et Friedman, 1970), semble plutôt ici associée à la diagenèse d'enfouissement,

Tableau 1: Stratigraphiedes Basses-Terres du St-Laurent (région de Montréal), d'aprèsT.H. Clark etY. Globensky (1964-1986)

PERIODE GROUPE FORMATION

Ordovicien

Richmond Rivière Bécancour Rivière Pontgravé Lorraine Rivière Nicolet

Utica Lachine

Trenton Tréteauville Montréal Deschambeault

Ouareau BlackRiver Leray

Lowville Pamélia

Chazy Laval

Beekmantown Beauharnois Theresa

Cambrien Potsdam Caimside

Covey Hill

Contexte géologique

La géologiedesBasses-Terresdu St-Laurentest bien connue grâce aux travaux deT.H. Clark et d'Y. Globensky (Clark, 1964a, b, 1966, 1972; Clark etGlobensky, 1973, 1975, 1976a, b, c,

1977; Globensky, 1981a, b, 1982a, b, 1986), ainsi qu'aux sondages pétroliers qu'on y a effectués (B.E.I.C.I.P., 1975). La succession stratigraphique observée (tableau 1) implique des roches d'âge Cambro-Ordovicien, représentant des dépôts accumulés en grande partie sur une plate-forme: des grès littoraux au sommet du Potsdam, passant à des dolomies etdes calcaires dans les Groupes de Beekmantown, Chazy, Black-River et Trenton. La subsidence de la plate-forme a été suivie de l'implantation d'une séquence de flysch (Groupe d’Utica et de Lorraine) et de lits rouges (Groupe de Richmond).

Les dolomies de Beekmantown (Ordovicien inférieur) représentent les premiers sédiments carbonatés déposés sur la plate-forme. L'approche utilisée par Globensky (1981a, b) pour subdiviser ce groupe est similaire à celle de Wilson (1946) en Ontario. Le Beekmantown comprend deux formations: le Theresaet le Beauharnois. La Formation de Theresa, située à la base, est caractérisée parune interstratification de grès etdedolomies,débutantparle premier lit de dolomie et se terminant par le dernier lit de grès. L'épaisseur des lits varie du centimètre au mètre. Cette formation atteintunepuissance maximale d'environ 80 m ausud-ouest de Montréal et diminueensuite en épaisseurvers le nord-est. La Formation de Beauharnois est caractérisée pardesdolomies massives à laminaires, pouvant présenterdesnodules de carbonates sparitiques et desulfates (anhydrite). Byme (1958) etClark (1966) ont proposé des subdivisions pour cette formation dans la régionde Montréal,mais selonGlobensky (1982a, b),celles-ci seraientplutôt arbitraires, comptetenu du manqued'affleurementsdes membres. Cependant, il est important de mentionner que la partie basalede la formation comprendrait des calcaires fossilifères,que la partie médianeserait surtoutcomposée de dolomies massives et que, versle sommet, les lits de shale, siltstone et calcaire seraient plus fréquents. La Formation de Beauharnois peutatteindre une épaisseur de 200 à 250m dans la région étudiée et elle s'amincit ensuite vers

l'ouest (Ontario).

L'âge du Theresa etde ses équivalents stratigraphiques en Ontario,dans la Vallée du St-Laurent et dans la Vallée de Champlain peut varier de Cambrien supérieur à Ordovicien inférieur, dépendant dela région où ils affleurent. Par exemple, dans la région de Brockville en Ontario, le March (équivalent stratigraphique duTheresa) est Cambrien supérieur, tandis que plus au nord (région d'Ottawa),il devientplus jeune (Bond etGreggs, 1973; Greggs et Bond, 1971, 1972, 1973). La même problématique vaut dans la Vallée du St-Laurent et la Vallée de Champlain. Fisher(1977) assigne auTheresa un âge Cambrien supérieur au sudet sud-est desAdirondacks et un âge Ordovicien inférieuren bordure nord de ces montagnes. Un même diachronisme est suggéré pour la Vallée de Champlain,en fonction de lapositiongéographique.

La faune trouvée dans laFormation de Beauhamois suggère unâge Ordovicien inférieur pour les dolomies des Basses-Terres du St-Laurent. Il en va de même pour ses équivalents stratigraphiques en Ontario (Bond et Greggs, 1976), dans la Vallée du St-Laurent et dans la Vallée de Champlain (Fisher, 1977).

Les calcaires du Groupe de Chazy reposent directement sur les dolomies deBeekmantown par l'intermédiaired'un contact sub-horizontal. Ils marquent ainsi le début del'Ordovicien moyen. Ce groupe comporte une seule formation dans la région de Montréal, soit la Formation de Laval (Clark, 1952). Cette formation débute par un membre de grès quartzique (Membre de Ste-Thérèse: Clark, 1952) et passe ensuite à des calcarénites fossilifères (Faciès de St-Martin: Hofmann, 1963). Ces bancsdecalcaires fossilifères sont quelquefois recouverts de calcisiltite argileuse à fragments de brachiopodes (Membre de Beaconsfield: Hofmann, 1963). La Formation de Laval peut aussi montrer des horizons de calcaires impurs et de shales, s'intercalant auxbancs de calcarénitesdu Facièsde St-Martin. Cette formationpeut atteindreune puissance maximale d'environ 115 m dans la région étudiée. L'âge du Chazy (Ordovicien

moyen) fait ressortir un bris faunique. En fait, d'après Hofmann (1963), les dolomies de Beekmantown présentent une variété de gastéropodes qui leur est propre etqui n'a pas été reconnuedans les calcaires sus-jacents, tandisqueplusieurs nouvelles espèces (entre autre des brachiopodes) sontapparues avec la mer de Chazy. Cebris faunique et la présence d'un grès à la base de la Formation de Laval sont à l'origine de l'image d'un contact discordant entre le Beekmantownet le Chazy.

Géologie srtucturale

Lesroches de la régionforment une couverture sub-horizontalesurle socle Précambrien. Elles sont déformées par une série de plis de grande amplitude, les strates accusant toujours un pendage de l'ordre de 1 à 2 degrés,pouvant atteindre quelquefois 7 degrés.

Méthodologie

L'étude du Beekmantown supérieur et du Chazy basal a été réalisée à partir d'une coupe de carrière (Rivermont) et de cinq sondages pétroliers (tableau 2) montrant le passage Beekmantown-Chazy dans la région de Montréal. La coupe étudiée à la carrière Rivermont (fig.2), située surla réserve amérindienne de Kahnawake au sudde Montréal, esten fait le seul affleurement connu montrant lecontactentreces deux groupes, au Québec. Les sondagesont été sélectionnés en tenant compte de leur répartition géographique eten visant un maximumde pourcentage carroté dans lesintervalles forés. Les six sites décrits formentunecoupe sud-ouest - nord-est d'environ 70 kilomètres dans la région de Montréal (fig.l) et sont susceptibles de donneruneimagereprésentativedes variations latérales desdeux groupes étudiés. Les sondages QNG no. 2 et QNG no. 12, distants d'environ 4 km, ont été étudiés pour examiner les possibilitésdecorrélations surdes distances relativement courtes.

Unlevé détaillé (1 pi- 1 cm ou30 : 1) des lithologies, structureset textures sédimentaires aété effectué sur les cinq sondages étudiés, tandis qu'un levé à l'échelle de 1 : 10 a été fait sur la coupe de carrière (hauteur d'environ 28 m). Notre étude s'intéressant aux relations Chazy-Beekmantown, ladescription dansles puits a été faite sur les cents mètres supérieurs du Beekmantown, à l'exception du sondage QNG no. 2 où seulement quinze mètres étaient disponibles, etsur les trente mètres inférieurs du Chazy. Dans le sondage Oil Sélections no. 6, un telsegment incluaitle Beauhamois au complet, ce qui n'étaitpas le casdanslesautres puits.

Unesoixantaine de lames minces poliesont étéchoisies dans leslithofaciès de la Formation de Beauhamois, suite aux descriptions de coupe. La sélection est représentative à la fois des lithofaciès rencontrés et des niveaux stratigraphiques par rapport au contact Beekmantown-Chazy. L'examen aétéeffectuéau microscope polarisant,en ayant préalablement coloré les lamesminces polies au rouge S d'alizarin etau fenicyanure depotassium, d'après la méthode de Friedman (1977). L'identification de minéraux de nature incertainea fait appelau

Tableau 2: Listedes sondages étudiés, localisation àla figure 1 Nom * numéro du puits latitude longitude Quebec Natural G as no. 12 St-Vincent de Paul 136 45°38'52" 73°39'02"

QuebecNatural Gas nô.-2 S te-Rose 188 45°39,11" 73°42'38" Quonto International no. 1 Mascouche 58 45°44'38" 73°35'05" Oil Sélections no. 6 88 45°50'04" 73°24'38" Bald Mountain no. 1 St-Roch 14 45°55'58" 73°10'45"

Figure 2 : Carrière Rivermont.La partie droite de la photocorrespond à la coupe décrite en détail (la flècheindiquela base dela coupe). La ligne pointillée marque le contact entre

microscope électronique; (MEB), paranalysedu spectre d'énergie. L'étude pétrographique a été complétée par un examen au luminoscope (modèle Nuclide ELM-2E) de tous les échantillons. Les conditions d'opération pourl'observation de luminescence chez des carbonates sont: V =

10-12 kV et I = 0.5-0.6mA.

La composition isotopique (C et O) des carbonates aétédéterminée au laboratoire GEOTOP, Université du Québec à Montréal. Les déterminations sur des dolomites et des calcites intimement associées ont été effectuées par attaques sélectives des poudres de carbonates à l'acide phosphorique pure. La procédure utilisée, empruntée àl'OCCGS-GSC Stable Facility (Bruce Taylor, comm. pers.) est la suivante:

1- attaque pendant24heures à 25° C; premier prélèvement du CO2 libéré

2- attaquependant 24 heuresà 25° C; le CO2estrejeté

3- attaque pendant24heures à 50° C; deuxième prélèvement duCO2 libéré

La méthode assume que le CO2recueilli à l'étape 1 reflèteessentiellementlasignature isotopique

(C et O)de lacalcite, tandis que le CO2 dégagé à l'étape 3 réflètesurtout celle de la dolomite. Les résultats ont étérapportés comme étant reproductibles, par GEOTOP. Tous sontexprimés par rapport austandard PDB avec uneprécision de + 0.1 °/oo.

1- Examen des six coupes montrant le contact Beekmantown-Chazy

Pour connaître les effets de la discordance du Beekmantown (Ordovicien inférieur) dans les Basses-Terresdu St-Laurent, nous avons d'abord étudié en détail six coupes montrant le contact Beekmantown-Chazy dans la région de Montréal. La description de la coupe de carrière (Rivermont)et de cinq sondages carottésapourbut de mieuxvisualiserlepassagedes dolomies de Beekmantownauxcalcaires de Chazy. Suiteà ces descriptions, peut-on noter des évidences de surface d'érosion oud'exposition aérienne au niveau ducontact? Y a-t-ildes horizons repères ou des assemblages de faciès permettant de reconnaître d'éventuelles troncatures de séquence? Pour répondre à cesquestions, nousavonsétudiéleslithofacièsdes Formations de Beauharnois et de Laval et effectué des corrélations surles six coupes montrant le contact. En dernier lieu, nous avons comparé le contact Beekmantown-Chazy des Basses-Terres du St-Laurent à ses équivalents stratigraphiquesdans des régions voisines.

1.1 Descriptions des lithofaciès des Formations de Beauharnois et de Laval

Formation de Beauharnois

Le levédétaillé (1 pi = 1 cm) des lithologies, structures et textures sédimentaires effectuésur les sixcoupesétudiées (voir descriptionsen annexe) apermisde reconnaître des faciès à dominance intertidale et supratidaledans les dolomies de Beauharnois.Les lithofaciès reconnus témoignent d'environnements de platier de carbonates accumulés en milieu aride (e.g. Shinn, 1983; Kendall, 1984). Quelques dolomies montrent toutefois des affinités avec des sédiments accumulés dans lazoneinfratidale.

Les dolomies observées présentent souvent un aspect stratifié, et plus rarement , un aspect massif et homogène. La stratification dans ces dolomies peut être d'origine organique

(stromatolithes et laminites) ou inorganique (lamines de courant).Les dolomies à stromatolithes et laminites, reflètent le plus des milieux intertidaux. Les stromatolithes montrent de fines lamines (mm), avec une surface convexe vers le haut, tandis que les laminites présentent un aspectplus régulier. Onnote toutefois à l'intérieur des laminites , des structures de dessication, des amas de sulfates, des zones de recristallisation et à l'occasion, des zones de décollement possiblement causé par l'accumulation de gaz piégés (e.g. Purser, 1980). L’observation de stromatolithes en sondages est toutefois difficile, compte tenu de leur dimension habituelle (souvent décimétrique) observéesur le terrain, laquelle excède celle des carottes (centimétrique). Des dolomies, généralement à grain fin (dolomicrites et dolomicrosparites au microscope), présentant defines lamines parallèles,ondulantes ou obliques ont aussi été observéesdans les six coupes étudiées. Ces dolomies laminaires sont également susceptibles d'appartenir aux faciès intertidaux, ainsi que supratidaux. Leslamines, généralement millimétriques, sont calcareuses, etplusrarement, argileuses ougréseuses (voir descriptions en annexe). Ces dolomies laminaires présentent aussi des structures de dessication. L'examen des lithofaciès a aussi révélé la présence de minces horizonsde tempête, où les lithoclastesanguleux proviennent généralement du substrat. Sansêtre toujours confinés àdes horizons spécifiques, les lithoclastespeuvent être présents ici etlà dans lesdolomies.

Les dolomies massives et homogènes sont habituellement des dolomicrites et des dolomicrosparites, parfois grossièrement cristallines. Ces dolomiesmontrent très souvent une composante calcareuse ou argileuse importante. Elles se présentent sous forme de lits centimétriquesà métriques et sont beaucoup moins fréquentes queles dolomieslaminaires (voir descriptions en annexe). Ces dolomies massives et homogènes peuvent refléter des faciès infratidaux, s'il s'agitde la texture primaire des sédiments. Cependant, l'apparence homogène peut aussi résulterde phénomènes diagénétiques, comme la recristallisation, laquelle tend à oblitérer les textures primaires. La bioturbation peut aussi être responsable en partie de l'homogénéisation des sédiments. En résumé, les dolomies de ce genre posent un problème

d'interprétation, car l'examen seul des lithofaciès ne permet pas d'identifier précisément leur milieu d'accumulation. Les quelques horizons de calcaires fossilifères non-dolomitisés observés àl'intérieur de laFormation de Beauhamois (voirdescriptions en annexe) montrent toutefois desaffinités avecdes sédiments accumulés dansla zone infratidale. Il s'agit en fait, de calcaires à squelettes de bryozoaires, brachiopodes et échinodermes. Quelques ooïdes furent aussi reconnus, ainsi que des fragments de mollusques, trilobites, algues et gastéropodes. Ces calcaires ont une texture de packstone-grainstone et lespores sont remplisde calcite sparitique et/ou de micrite.

Tous les faciès décrits précédemment (i.e. supratidaux, intertidaux et infratidaux) sont aussi caractérisés parlaprésence desulfates interstitiels, principalement de l'anhydrite. La présence de sulfates au sein de ces dolomies est un phénomène diagénétique précoce et possiblement analogue aux processus actifs dans les environnements de sabkha (e.g. Kendall, 1984). L'anhydrite se retrouve dans des nodules millimétriques à centimétriques, à contours nets ou irréguliers . Cependant, dans la majorité des cas, l'anhydrite est remplacée partiellement à totalementpar de la calciteetdeladolomite sparitique . L'anhydrite peut aussi se logerdans les fentes de dessication, ou dans les interstices d'une brèche synsédimentaire . En résumé, la mise en place d'anhydrite interstitielle peut avoir contribué à l'oblitération des textures et structures primaires, affectant ainsil'interprétation deslithofacièsdans les dolomiesde Beauhamois.

Formation de Laval

Cette formation comprend un grès basal (Membre de Ste-Thérèse) et un faciès à calcarénites (Faciès de St-Martin). A l'intérieur de ce faciès à calcarénites, des horizons de calcaires nodulaires et de shales sontprésents(voir descriptions en annexe).

Le Membre de Ste-Thérèse est caractérisé par un grès brunâtre quartzique et micacé, se présentant sous forme de bancs massifs, décimétriques àmétriques. Cette unité gréseuse aété fortement remaniée par les organismes fouisseurs. Les calcarénites du Faciès de St-Martin affleurent sous forme de bancs minces (cm) àépais (m), d'aspect massif. Il s'agit généralement de grainstone contenant plusieurs fragments de bryozoaire, brachiopode et échinoderme,etplus rarement, de gastéropode, ostracode, trilobite, mollusque et algue. Les bancs de calcaires nodulaires (packstone, wackestone etmudstone) qui se logent entre les bancs de calcarénites, recèlentunefaunesemblable à celle observée dansle Faciès de St-Martin.

1.2 Corrélations

Contact Beekmantown-Chazy

Suite à la descriptiondétaillée des six coupes montrantle passage Beekmantown-Chazy,nous pouvons mieux visualiser le contact dans la région de Montréal (fig. 3). Habituellement, le contact entreles dolomies de Beekmantown etlescalcaires de Chazy estplacé à l'apparition des premiers bancs de grès, appartenant au Membre de Ste-Thérèse (fig. 3). Cette unité siliciclastique montre une épaisseur à peu près constante (environ 6 m) àla carrière Rivermont et dans les sondages QNG no. 2 et QNG no. 12 situés sur l’île Jésus, maiselle s'amincit ensuite vers lenord-est, où sa puissance est réduite à environ un mètre (sondage Oil Sélections no. 6). Dans lepuits Bald Mountain no. 1, le grès est absent. L'équivalent latéral le plus probable est une alternance de calcaires nodulaires fossilifères à contenu variable de terrigènes et decalcaires nodulaires fossilifères, surenviron 6 mètres d'épaisseur.

Ces positions du contact sont conformes à celles proposées par T.H. Clark (1958) pour le sondage Quonto International no. 1,parJ.V. Quick (1964 et 1965) pour les sondages QNG no. 2 et QNG no. 12 et par H.J. Hofmann (1963) pour la carrière Rivermont. Elles diffèrent cependant de cellesde T.H. Clark pour les sondages Oil Sélections no. 6 etBaldMountain no. 1. Dans lepuits Oil Sélections no. 6, le contact de Clark(1956), placé à 621.5 m (2039pi), aété remonté de 21 m (70 pi), à l'endroit où apparaissent vraiment les premiers lits de grès (voir descriptions enannexe). Le contactsuggéréparClark passait à l’intérieur d'une unitédedolomie calcareusebioturbée, où aucun changementlithologiquen'étaitvisible. De plus, lescarbonates sus-jacents à la cote de Clark correspondent à une interstratification de dolomie parfois calcareuse et de calcaire fin dolomitique ou argileux, partageant plus d'affinités avec la Formation deBeauhamois qu'avec laFormationde Laval. Dans le puits de BaldMountain no.

1 , le contact placé à 874.5 m (2869 pi) parClark (1957), a été remontéd'environ 3 m (10pi), au sommet d'une unité argileuse présentant des lentilles centimétriques de calcarénite(voir

SO NE Faciès Mb de Fm de Beauharnois Quonto Inter Oïl Sélections no de St-Martin Ste-Thérèse ZZ7 2 QNG no

Bald Mountain no. 1

Carrière Rivermont "■i ~, I

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descriptions en annexe). Celle-ci ressemble beaucoup aux shales marquant la fin du Beauhamois, à la carrière Rivermont (Hofmann, 1963; Globensky, 1986). De plus, les calcaires gréseux nodulaires sus-jacents à cetteunité argileuseconstituent un équivalent latéral possible aux grès jalonnant la base du Chazy dans les autres puits.

Corrélations intraformationnelles

L'examen des lithofaciès de laFormationde Beauhamois aété effectué pourtrouver un ou des horizon(s)repère(s), permettant de mettre enévidenced'éventuelles troncatures de séquences. Cependant, les lithologies demeurent constantes d'une coupeà l'autre. Seuls quelques lits de calcaire et deshale sont présents, généralement ausommet de la Formation de Beauhamois (en particulier dans la coupe de la carrière Rivermont). La position de ces lits est toutefois trop aléatoire pour qu'on puisse faire une corrélation. A l'intérieur des dolomies, aucune unité ou groupe d'unités suffisamment remarquable n'a été reconnu pour permettre des corrélations, même sur de courtes distances, comme c'estle cas pour les sondages QNG no. 2 et QNG no.

1.3 Le contact Beekmantown-Chazy dans les Basses-Terres du St-Laurent et ses équivalents stratigraphiques

L'examen détaillédes six coupes montrant le contact dans la régiondeMontréalne permet pas de mettre en évidence des horizons repères pouvant exprimer une éventuelle discordance à grande échelle, ou une conformitétotale du Groupe deChazy surleGroupede Beekmantown. Àplus petite échelle (ex: carrièreRivermont), nousavons cependantconstatéque lesstrates du Beekmantown et du Chazy sont sub-horizontales, sans évidence d'érosion ou d'exposition aérienne au niveau ducontact. Ce contact est jalonnépar l'apparition de bancs de grès (Membre de Ste-Thérèse), marquant le début du Chazy et reposant directement sur les dolomies, et quelquesfois sur un mince horizon argileux (fig. 3).

En résumé, l'examen seul des lithofacièsn'est pasconcluant. Cependant, dans la littérature des Basses-Terres du St-Laurent, on mentionne qu'il y a discontinuité au sommetdu Beekmantown (Byme, 1958; Hofmann, 1963, 1972; Roliff, 1967). Cette assertion est toutefois uniquement basée sur un bris faunique entre les deux groupes (Hofmann, 1963), car le contact n'affleure actuellement qu'à un seul endroit dans les Basses-Terres (carrière Rivermont). Un autre affleurement montrant le passage Beekmantown-Chazy existaitjadis sur la rivenordde la rivière des Outaouais, mais il a été recouvert par l'inondation des rives, lors de la construction du barrage de Carillon (Globensky, 1982b). Deland (1964) y avaitobservé un contact horizontal, ressemblant à un plan de stratification, sans évidences d'altérationqui auraientpu suggérer une courte périoded'érosion ou de non-dépôt.

Les équivalents stratigraphiques du passageBeekmantown-Chazy en Ontario et dans laVallée du St-Laurent sont aussi appelés contact discordant, même si le contact affleure peu ou pas. Dans le sud-est de l'Ontario, Bond et Greggs (1976) mentionnent une discordanceau sommet de la Formation d'Oxford (équivalent stratigraphique de la Formation de Beauhamois), le

contact avec la Formation de Rockliffe sus-jacente n'affleurant pas. La discordanceest inférée à partir desuccessions lithologiques rencontréeslors de forages, i.e. des dolomies surmontéesde grès, shales et calcaires. Le changement brusque de sédimentation (i.e. dolomiesà grès) est le seul fait sur lequel se basent Bond et Greggs pour conclure à une discordance. Ils ne mentionnent pas l'existence de surfacesd'érosion oude signes d'expositionaérienne au sommet des dolomies d'Oxford. Ils proposent la même interprétation pour le sommet des dolomies d'Ogdensburg (équivalent stratigraphiquede la Formationde Beauharnois), dans la Vallée du St-Laurent. C'est à l'est, aux îles Mingan, que l'équivalent du contact Beekmantown-Chazy montre véritablement sa nature discordante. En effet, Desrochers (1985) a noté l'existence de surfaces karstiques au sommet de la Formation de Romaine (équivalent stratigraphique de la Formation de Beauharnois), lesquelles témoignent d'une surface d'érosion à la fin de l'Ordovicien inférieur, tout au moins dans cette partie du Québec.

En résumé, que se soit dans les Basses-Terres du St-Laurent, en Ontario ou dans la Vallée du St-Laurent, la "discordance" au sommet du Beekmantown repose sur peu d'évidences lithologiques ou structurales. Le bris faunique entrelesdeux groupeset le changement brusque de sédimentation sont en fait les seules données à l'origine de la mention d'un contact discordant. Nos propres travaux ayant été peu concluants, nous nous sommes intéréssés à la diagenèse des dolomies de Beauharnois, dans le but d'identifier d'éventuels phénomènes de télodiagenèse reliés à une exposition aérienne des dolomies.

2- Diagenèse de la Formation de Beauharnois

Comme il aété mentionné précédemment, l'étudediagénétiquedes dolomies deBeauharnois est maintenant le seul outil pouvant permettre de mieux comprendre la nature du passage Beekmantown-Chazy. Avant de discuter de l'évolution diagénétique, il serait intéressant de connaître les principaux composants de ces dolomies.

2.1 Les principaux composants

Lescomposants majeurs des dolomies de Beauharnois sontladolomite et lacalcite, et en plus faiblesproportions, des minéraux détritiques, des sulfates et de la matière organique. Quelques lithoclastes sont aussi présents,ainsi que des fossiles, ces derniers étant souvent oblitérés par la dolomitisation.

La dolomite se présentehabituellement sous forme de cristaux rhomboédriquesidiotopiques à xénotopiques. De façon générale, les cristaux montrent uncoeurriche en inclusions (fig. 7) et une bordurelimpide reflétant une phase d'accrétion tardive (fig. 7) (e.g. Longman et Mench, 1978). La taille moyenne des cristaux se situe entre5 et 50 |im, correspondant généralement aux dolomicrosparites. Quelques dolomies à grain plus fin, classées dansles dolomicrites (< 5 |im), sont aussi observées, ainsi que quelques unes beaucoup plus grossières (> 50 |J.m). La dolomite est aussi présente quelques fois sous forme de plages sparitiques plus ou moins limpides, à contours nets (nodules) ou irréguliers. Ces plages peuvent atteindre une taille millimétrique à centimétrique, principalement dans lecas des nodules, mais sont généralement plus petites(quelquescentaines de micromètres). La dolomite des nodules peutêtre associéeà des sulfates et/ou de la calcite sparitique. Certaines plages montrent la morphologie et les clivages typiques de la dolomite baroque (fig. 9).

généralement en plages microsparitiques (5 à 50 |im) entre les rhomboèdres de dolomite (fig. 11), ou au coeurde ces derniers (fig. 10), où elle esten continuité optique avec le pourtourde dolomite. On reconnaît aussi un peu de calcite sparitique en plages irrégulières de quelques dizaines de micromètres à quelques millimètres, Ces plages constituées d'un ou plusieurs mégacristaux de calcite contiennent souvent des cristaux de dolomite avec ou sans bordure limpide (fig. 13). Cescristaux de dolomite sont parfois partiellement àtotalementremplacéspar la calcite (rhomboèdres fantômes) (fig. 13). La calcite sparitique se retrouveaussi quelque fois à l'intérieur, ou au pourtour de nodules de dolomite sparitique ou baroque (fig. 12). La calcite, sous les différentes formes mentionnées précédemment, découle vraisemblablement de la dédolomitisation des dolomies. Enfin, la calcite sparitique correspond aussi à des nodules millimétriques à centimétriques, à contours nets, avec occasionnellement des pseudomorphes ou résidus d'anhydrite.

Les principaux minéraux détritiques sont des quartz et des feldspaths, ainsi que des minéraux argileux, le tout représentanten moyenne 5% de la roche. Les particules montrent des formes sub-anguleuses à anguleuses, avec une taille moyenne de 50-70 jim, mais pouvant atteindre quelques fois 250 |im. Les minéraux détritiques sont habituellement distribués uniformément dans la roche, mais peuvent être restreints à certains horizons. Le litage s'exprime alors par des lamines à fort contenu en siliciclastiques. Quelques quartz authigènes furent aussi observés, habituellement sousforme de cristaux rhomboédriques (fig. 6). Ils sont généralementpeu fréquents.

Les sulfates sont beaucoup moins abondants que les composants précédents. L'anhydrite prédomine (fig. 4), parfois associée à des quantités mineures de célestite et de baryte. L'anhydrite se présente en nodules ou plages irrégulières de taille variable (quelques micromètres àplusieursmillimètres). Cessulfates sont parfois associés à de la calcite (fig. 8) et/ou de la dolomite sparitique.

La matière organique, quoique non spécifiquement étudiée ici, semble être un composant fréquent, mais peu abondant desdolomies. Les concentrations les plus remarquablesprennent la forme de bitumes de morphologieirrégulière (fig. 8). La matière organique se loge aussi entre les cristaux de dolomite. Quelques lithoclastes, principalement des fragments à texture de dolomicrite et de dolomicrosparite, sont aussi fréquemment observés dans ces dolomies. Ils peuvent être confinés à des horizons bréchiques, ou dispersés ici et là. La taille moyenne deces lithoclastes sub-anguleux à anguleux se situeentre 1 et 10mm. On note aussi à l'occasion des fragments squelettiques qui sont généralement difficiles à identifier, compte tenu de la dolomitisation. Les plus fréquents sontdes fragments de brachiopode, ostracode, mollusque, crinoïdeettrilobite, ainsi que quelques ooïdes.

2.2 Séquence d'événements diagénétiques des dolomies de Beauharnois

La séquence diagénétique inférée desobservationspétrographiquesestrésuméeau tableau 3.

Le milieu dediagenèse précocedes dolomies de Beauharnois est possiblement un environnement de sabkha, carun tel milieu favorise une dolomitisation rapidedes sédiments et lamise en place de sulfates interstitiels (Morrow, 1982; Kendall, 1984). Ces deux processus sont reconnus dans les dolomies de Beauharnois etsemblent pénécontemporains à l'accumulation.

La dolomitisation (épisode 1) des sédiments carbonatés accumulés sur le platier intertidal (parfois infratidal) est un phénomène précoce. La précipitation de sulfates interstitiels (épisode 1) au sein des sédiments semble reliée à cette dolomitisation intense. En effet, la formation de sulfates augmente le rapport Mg/Ca des eaux interstitielles, favorisant ainsi la dolomitisation, tout en limitant la concentration de sulfates en solution, lesquels inhibent la dolomitisation (Baker et Kastner, 1981; Kastner, 1986). Dans les dolomies deBeauharnois, les concentrations de sulfates (anhydrite principalement)se retrouvent dans des plages irrégulières (fig. 4). Dans la majoritédes cas, cessulfates ontdéplacé les sédiments,mais quelquescas de remplacement de dolomite sont connus.Ces derniers seraient cependant attribuablesà des phénomènestardifs (N. Tassé, communicationpersonnelle).

La précipitation de sulfates interstitiels a possiblement été suivied'un épisode de silicification (épisode 2,tableau 3). La silice aprincipalement remplacé ladolomite (fig. 5), tout en préservant la forme cristallographique du minéral précurseur (i.e. un rhomboèdre). Ce phénomène de remplacement est toutefois peu fréquent et peu étendu dans les dolomies de Beauharnois. Il s'agit d'un événement diagénétique précoce et antérieur àtouteoblitération des textures, carde fines structures sédimentaires (ex: lamines de courant) ont étépréservées lors de la silicification (fig. 6).

Tableau 3: Séquence d'évènements diagenétiques des dolomies de Beauhamois

Episode 1 A- dolomitisationpénécontemporaine à l'accumulation B- miseen place d'anhydrite

Episode2 Silicification

Episode 3 Recristallisationet formation d'excroissance limpide de dolomite surdes cristaux de dolomite pré-existants

Episode4 Sulfatisation (restreinte)

Episode 5 Carbonatisation de sulfates

A- dolomite sparitique (parfois baroque) remplace anhydrite B- calcite sparitique remplace anhydrite

Episode 6 Calcitisation

A- calcite remplace dolomite (dédolomitisation) B- calcite remplace quartzdétritiqueetauthigène

Figure 5

Figure 4 : Anhydrite interstitielle pénécontemporaine àl'accumulation (épisode 1) L.N. (éch. DF-6-1,65), échelle: 100 |im.

Figure 5 : Rhomboèdres de dolomite totalement remplacés par de la silice(indiqués par une flèche) (épisode 2). Ces quartz authigènes sontensuiteremplacés par la calcite

environnante (épisode 6). L.N. (éch. OS-2262,6), échelle: 100|im.

Figure 6 : Dolomieprésentant de fines laminespréservées lors de la silicification (épisode 2) L.N. (éch. Salem no. 1,485,2), échelle: 1 cm.

L'épisode 3 (voir tableau 3) est caractérisé par la recristallisation des carbonates présents (principalement de ladolomiteprécoce)et la formationd'excroissance limpide de dolomite sur des cristaux de dolomite pré-existants (fig. 7). Ladolomitetardivelimpideestpossiblementplus stable que la phase de dolomite précoce, carelle est rarement affectée par la dédolomitisation (fig. 10). Ces deux événements semblent postérieurs à la silicification, puisque vraisemblablement responsables de l'oblitérationdes textures. En effet, l'examen pétrographique n'a pas révélé la présence de cristaux de dolomite montrant des excroissances limpides et affectés partiellement parlasilicification.

L'événement suivant (épisode4)correspond à unesulfatisation restreinte.Eneffet, ce n'est que très localement que de l'anhydrite manifestement tardive est reconnue. Cet épisode de sulfatisation semble postérieur àla miseen place debitumes,comme le démontrela figure 8. La migration de matière organique est donc antérieure à l'épisode 4 et possiblement pénécontemporaine à la recristallisation et à laformation d'excroissance limpide de dolomite ,car des cristaux de dolomite limpide emmagasinant des bitumesontétéreconnus (fig.8).

La formation d'anhydritetardive a été suivie d'un épisode extensif de carbonatisation (épisode 5). Il s'agit en fait d'un remplacement de sulfates (anhydrite) parde ladolomite sparitiqueou baroque et par de la calcite sparitique. Le remplacement a étépartielpar endroit (fig. 8) ou total, commeen témoigne lafigure 9. Les carbonates sparitiques ont remplacé lessulfates interstitiels formésau cours de l'épisode 1, ainsi que l'anhydrite tardive caractéristique del'épisode 4.

Le dernier épisode reconnu correspond à des phénomènes de calcitisation (épisode 6, tableau 3), reliés principalement à la dédolomitisation. Le remplacement de dolomite par de la calcite (dédolomitisation) est un phénomène fréquent et assez extensif dans les dolomies de Beauharnois. Parmi les différents types reconnus, il y a un remplacement intracristallin(type 1), oùlecoeurdu rhomboèdre(phase précoce de dolomite) est partiellement àtotalementremplacé par de lacalcite (fig. 10). Il existe aussi un remplacement intercristallin (type2), où il s’agit de

Figure 7 : Excroissance limpide dedolomite surdes cristaux de dolomite pré-existants (épisode 3).L.N. (éch.QIM-1474,7), échelle: 100 (1m.

Figure 8 : Anhydrite tardive (blanche) (épisode4)recoupantune plage de bitumes(noir).Cette plage debitumescontient desrhomboèdres de dolomitelimpideformés au cours de l'épisode3. Noterquel'anhydrite est remplacée par de la calcite sparitique (indiqué par une flèche) (épisode 5) L.N. (éch. Salem no. 1, 519,6), échelle: 100 jim.

Figure 9 : Ancien nodule de sulfatetotalementremplacé par de ladolmite baroque (épisode 5). L.N. (éch. BM-3005,4), échelle: 250 ^im.

Figure

Figure 10

Figure 11 :

Figure 12 :

Figure 13 :

Dédolomitisation intracristalline(épisode 6, type 1). La calcite (rouge) seretrouve au coeur des rhomboèdres, tandisque labordurelimpide est généralement

intacte. L.N. (éch. OS-2105,7), échelle: 50 pm.

Dédolomitisation intercristalline(épisode6, type 2). La calcite (rouge) sous forme de plages microsparitiques est présenteentreles cristaux de dolomite.

L.N. (éch. QNGV-682,5),échelle: 100pm.

Dolomitebaroquenodulaire partiellement remplacée par de la calcite sparitique (épisode6, type 3). L.N. (éch. BM-3005,4), échelle: 500 pm.

Plage decalcite sparitique (rouge) contenantdes rhomboèdres dedolomite

(la calcite sous cette forme est aussi appelée calcite àtexture poecilitique, Land et Prezbindowski, 1981). Les cristaux de dolomite peuventêtre intacts, dèaolomitisés au centre, ou remplacés partiellementsur la bordure externe.

calcite microsparitique logée entre les cristaux dedolomite (fig. 11). Lacalcite sous cette forme reflète possiblement le remplacementplus extensif de petits cristauxde dolomite précoce mal développés. La calcitepeut aussi remplacer partiellement la phase précoce et la phase tardive de dolomite, d'où les rhomboèdres montrant des bordures rongées (fig. 13). En dernier lieu, le remplacement peut être total (rhomboèdres fantômes). La dolomite sparitique et la dolomite baroque des nodules peuvent aussi être remplacées par de la calcite sparitique (type3) (fig. 12). Les types 1 et 2 de dédolomitisation semblent plus fréquents chez les dolomies plus cristallines et sont souventprésents enmême temps. La dédolomitisation semble aussi être plus fréquente dansles horizons plus siliciclastiques. Les plagesirrégulières de calcite sparitique contenantdes cristaux de dolomite intacts et partiellement remplacés (fig. 13) sont cependant d'origine incertaine. Il pourrait s'agir d'une dédolomitisation intense (calcite à texture poecilitique, Land et Prezbindowski, 1981), i.e. un remplacement plus extensif que dans le type 2, ou d'un remplacement d'anhydrite interstitielle pardelacalcite (épisode 5, carbonatisation). L'épisode 6 comprend aussile remplacement de quartzdétritiqueet authigène (rhomboèdre de silice) parde la calcite (fig. 6). La calcitisation est un phénomène tardifdans l'histoire diagénétique des dolomies de Beauharnois. Sa position est justifiée par le fait que la dolomite sparitique (ou baroque) apparaît seulement aucoursdel'épisode 5 etque les cristauxdédolomitisésprésentent généralementunebordure limpide intacte (forméeaucours de l'épisode 3).

Enfin, la stylolithisationest un phénomènefréquemmentobservédanscesdolomies. Sa position exacte dans l'évolution diagénétique est toutefois encore incertaine. Elle est cependant postérieure à l'épisode 3, caractériséparlaformation d'excroissance limpide de dolomite surdes cristaux pré-existants.

La séquence d'événements diagénétiques mentionnée précédemment a été déterminée à partir d'observations pétrographiques seulement (i.e. au microscope polarisant). Pour compléter nos observations, nous avons utilisé la cathodoluminescence, mais cet examen supplémentaire a

cependant apporté peu d'information sur l'évolutiondiagénétique des dolomies de Beauharnois. La calcite (sous toutes ses formes) montre habituellement une teinte de luminescence vive et homogène. La dolomite précoce présente un patron de luminescence régulier, reconnu chez presque tous les cristaux. La phase tardive limpide de dolomite montre quelques fois des patrons de luminescence variables, mais elle est habituellement non luminescente. Cependant ces quelques variations ne modifient enrienla séquencedécriteprécédemment.

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

OS 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

AOO

% dol

A3C

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

Figure 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.

2.4 Discussion de l'évolution diagénétique des dolomies de Beauhamois

Les milieux diagénétiques

Les dolomies de Beauhamois ont subi une série de modifications diagénétiques, débutant dès leuraccumulationet se poursuivant lors del'enfouissement. Le milieu de diagenèse précoce des dolomies, soit un environnementde sabkha, est possiblement à l'originede la dolomitisation intensive des sédiments et de la miseen place de sulfates interstitiels (Morrow, 1982; Kendall, 1984). La silicification, le deuxième événement reconnu dans ces dolomies, est aussi un processus diagénétique précoce, carelle est à l'origine de la conservation de fines structures sédimentaires. Elle reflète possiblement l'influence d'une nappe d'eau météorique, les eaux continentales étant sursaturées parrapport à la silice, au contraire des eaux marines normales (e.g. Blatt, 1979).

La formation d'excroissance limpide de dolomite sur des cristaux pré-existants (épisode 3) contribue à modifier les textures et structures sédimentaires et se produit vraisemblablement au toutdébut de l'enfouissement. Cettedolomitelimpide tardive est plus stable quela phase précoce et résulte possiblement d'une précipitation lente etordonnée (Longman et Mench, 1978). Les événements plus tardifs, soit lasulfatisationrestreinte (épisode 4), la carbonatisation des sulfates (épisode5)et ladédolomitisation (épisode 6)sonttous associés à la diagenèse d'enfouissement. L'épisode de carbonatisation semble nettement relié à l'apparition de réactions thermocatalytiques, suite à l'enfouissement (Tassé et Schrijver, 1986). L'épisode de dédolomitisation, et possiblement de sulfatisation peuvent également être reliés à ces phénomènes. La réaction thermocatalytiqueen cause correspond à une réduction des sulfates, qui s'exprime de lafaçon suivante (Orr, 1982):

(1) SO4-2 + ÎHjS = 4S° + 2H2O +

En laboratoire, ces réactions se réalisent à des températures de 175° à 250°C, mais selon Orr (1982), laréduction des sulfatespar H^S etla matière organique peut aussi se produire sous des conditions géologiques, à des températures aussi basses que 100°C. Ces conditions sont satisfaites dans les Basses-Terres du St-Laurent.En effet, des travauxportant surla maturation delamatière organique présente dans la séquence Phanérozoïquedes Basses-Terrres, indiquent une température moyenne atteinte d'environ 140°C (Bertrand et al., 1983). Des travaux plus spécifiques effectués dans le sondage Bald Mountain St-Roch no. 1 (INRS-Pétrole, 1976), montrent que la température atteinte dans les dolomiesde Beekmantown serait légèrement inférieure à 200°C. Ces températures sont donc compatibles avec celles requises pour les réactions 1 et 2. La présencede dolomite baroque au sein de ces dolomies vient aussi appuyer l'hypothèse de réactions thermocatalytiques à l'origine de l'épisode de carbonatisation de sulfates. La dolomite baroque, utilisable commegéothermomètre(60 à 150°C, Radke etMathis, 1980), apparaît seulement au cours de l'épisode5,où elle remplacedes sulfates nodulaires.

En présence de sulfates de calcium, les réactions 1 et 2 peuvent prendre l'une des formes suivantes (Anderson, 1983):

(3) 2CaSO4 + Mg+2 +2CH4 = 21^5 + CaMg (CO3)2 + Ca+2 + 2^0

(4) CaSO4 + CH4= H2S + CaCO3 +H2O

Ces réactions expriment leremplacementdes sulfates par les carbonates, au cours de l'épisode 5. L'anhydrite estremplacée par de la dolomite, s'il y a assez de Mg+2 en solution (équation 3). Dansle cas contraire, ou suite àun appauvrissement en magnésium des solutions conséquent à laformation de dolomite, il y aura formationde calcite (équation 4). La réduction des sulfates pourrait également expliquer l'épisode restreint de sulfatisation (épisode 4) observé dans les dolomies de Beauhamois. Eneffet, une oxydation locale du H2S libéré et mobilisé pourrait