CONTEXTE TECTONOMÉTAMORPHIQUE DU
NORD-OUEST DU COMPLEXE DE LAGUICHE,
SOUS-PROVINCE D’OPINACA, EEYOU ITSCHEE BAIE-JAMES
Mémoire
Myriam Côté-Roberge
Maîtrise interuniversitaire en sciences de la Terre
Maître ès sciences (M. Sc.)
Québec, Canada
CONTEXTE TECTONO-MÉTAMORPHIQUE DU
NORD-OUEST DU COMPLEXE DE LAGUICHE,
SOUS-PROVINCE D’OPINACA, EEYOU ITSCHEE BAIE-JAMES
Mémoire
Myriam Côté-Roberge
Sous la direction de :
Carl Guilmette, directeur de recherche
Lyal Harris, codirecteur de recherche
III
Résumé
La Sous-province d’Opinaca, située dans le craton du Supérieur, est un important bassin néoarchéen de sédiments métamorphisés. Les modèles tectoniques disponibles pour la formation puis l’évolution de l’Opinaca sont variés, allant du prisme accrétionnel au bassin d’arrière-arc. L’étude tectonométamorphique proposée permet de définir le parcours prograde de la région et ainsi discriminer les modèles probables, chacun impliquant une progression du métamorphisme distincte.
Dans le nord-ouest de la Sous-province d’Opinaca, des isogrades tracés à partir de minéraux indicateurs du métamorphisme soulignent une progression du faciès des schistes verts dans le nord-ouest au faciès supérieur des amphibolites au sud-est. L’étude de la chimie minérale des minéraux métamorphiques révèle une homogénéisation généralisée des zonations chimiques. Les relations texturales observées dans le secteur au nord de l’Opinaca et une modélisation de l’équilibre des phases indiquent un chemin P-T-t en sens horaire avec un segment en décompresson de 6 à 4 kbar, à 600 °C. Dans la partie sud du secteur d’étude, le chemin PTt est caractérisé par une décompression isothermique suparsolidus de 9 à 5 kbar, à 800 °C,
L’âge de la sédimentation est définie par les populations de zircons détritiques et le recoupement d’intrusifs felsiques entre 2712 Ma et >2690 Ma selon les secteurs. La géochronologie U-Pb sur des monazites indiquent deux pics de métamorphisme, à 2670 et
2645 Ma. La datation des grenats avec le système Lu-Hf indique que la croissance du grenat correspond à la plus jeune génération de monazite, circa 2645 Ma. La première génération de monazite est interprétée comme liée à un événement métamorphique de basse pression n’impliquant pas la croissance de grenat.
Ces résultats permettent de proposer pour l’évolution du bassin d’Opinaca un polymétamorphisme dans un environnement géodynamique d’inversion tectonique d’un basin. Après la sédimentation, un premier épisode métamorphisme de haute température affecte le bassin en extension vers 2670 Ma. Vers 2645 Ma, la fermeture du bassin et l’épaississement crustal provoque un deuxième épisode de métamorphisme, de type barrovien, caractérisé par une décompression isothermale possiblement aidée par un certain degré d’extrusion ductile.
IV
Abstract
The Opinaca Subprovince, in the Superior craton, is an important Neoarchean metamorphosed sediments basin. Various models are proposed to explain the formation and evolution of the Opinaca, ranging from accretional prism to back-arc basin. The proposed tectonometamorphic study allows the determination of the prograde evolution of the basin and hence the selection of the most probable regional model, each being characterized by contrasting styles of metamorphic progression.
In the north-western Opinaca Subprovince, isograds traced from index minerals highlight a progression from greenschist facies in the north-west to upper amphibolites facies in the south-east. The chemistry of metamorphic minerals shows a global homogenisation of growth zonation. In the northernmost Opinaca Subprovince, textural relations and phase equilibrium modelling indicate a clockwise PTt path with an isothermal decompression segment from 6 to 4 kbar at 600 °C. In the southern part of the study region, the clockwise PTt path is characterized by stronger, suprasolidus isothermal decompression from 9 to 5 kbar at 800 °C.
We constrain deposition of the Opinaca greywacke from 2712 to 2690 Ma with the youngest detrital zircon population and crosscutting felsic intrusions. U-Pb monazite geochronology indicates two pulses of metamorphism, at 2670 and 2645 Ma. Lu-Hf dating of garnet supported by textural analysis and trace element mineral chemistry indicates that garnet growth is coeval with the younger population of monazite, circa 2645 Ma. The first generation of monazite around 2670 Ma is thus interpreted as a low-pressure metamorphic event that did not involve garnet growth.
These results point towards a polymetamorphic evolution for the Opinaca Subprovince consistent with the tectonic inversion of a rift-like basin. Clastic sedimentation between 2712 to 2690 Ma in a magmatically active, rift-like basin was followed by regional low-P metamorphism at 2670 Ma. The onset of crustal shortening and thickening in the basin by 2645 Ma resulted in Barrovian-type metamorphism, and involved isothermal decompression that could have been accommodated by some degree of ductile extrusion.
V
Table des matières
RÉSUMÉ ... III ABSTRACT ... IV
TABLE DES MATIÈRES ... V LISTE DES ANNEXES ... VIII
LISTE DES TABLEAUX ... IX LISTE DES FIGURES ... X
LISTE DES ABRÉVIATIONS ... XII REMERCIEMENTS ... XIII AVANT-PROPOS ... XIV
Introduction ... - 1 -
PROBLÉMATIQUE ... -2
-OBJECTIFS... -3
-1- Contexte géologique régional ... - 4 -
1.1LES SOUS-PROVINCES SÉDIMENTAIRES DU SUD ET L’OUEST DU SUPÉRIEUR ... -6
-2- Hypothèses géodynamiques ... - 8 -
2.1MODÈLE UNIFORMITARISME ... -8
-2.2DÉRIVE DE CONTINENTS SANS SUBDUCTION ... -12
-2.3RIFT CONTINENTAL ... -14
-2.4BASSIN D’ARRIÈRE-ARC ... -15
-2.5METAMORPHIC CORE COMPLEX ... -17
-3- Timing and characterization of tectonometamorphism in the Northwest Opinaca, Superior Province, Eeyou Istchee Baie-James region ... - 21 -
RÉSUMÉ ... -21 -ABSTRACT ... -22 -3.1INTRODUCTION ... -23 -3.2REGIONAL SETTING ... -24 -3.3FIELD OBSERVATIONS ... -27 3.3.1 Study area ... 27 3.4.1 Field observations ... 28 -3.4ANALYTICAL METHODOLOGY ... -32 3.4.1 Wholerock lithogeochemistry ... 32
-VI
3.4.2 Petrography and mineral mapping ... 32
3.4.3 Mineral chemistry ... 32
3.4.4 UPb zircon and monazite geochronology ... 33
3.4.5 LuHf garnet geochronology ... 35
-3.5RESULTS ... -36
3.5.1 Mineralogy and textural relationships ... 36
3.5.2 Mineral chemistry ... 39
3.5.3 Quantitative phase equilibria modelling ... 44
3.5.4 LuHf garnet geochronology ... 46
3.5.5 UPb zircon and monazite geochronology ... 47
-3.6DISCUSSION ... -51
3.6.1 Textural relationships ... 51
3.6.2 Mineral chemistry ... 51
3.6.3 Phase equilibrium modeling... 53
3.6.4 Metamorphic geochronology ... 55
3.6.5 Opinaca basin evolution and metamorphism ... 57
3.6.2 Tectonic implications ... 60 -3.7CONCLUSIONS ... -61 -3.8REFERENCES ... -62 -4- Données supplémentaires ... - 67 - 4.1ANALYSE STRUCTURALE ... -67 4.1.1 Méthodologie... 67 4.1.2 Intensité de la déformation ... 67 4.1.3 Domaines structuraux ... 69
4.1.4 Évènements structuraux et leur chronologie ... 74
-4.2MINÉRALOGIE AUTOMATIQUE SEM-MLA ... -75
4.2.1 Méthodologie... 75 4.2.2 Résultats ... 77 -4.3.CHIMIE MINÉRALE ... -78 4.3.1 Méthodologie... 78 4.3.2 Résultats ... 79 -4.4.THERMOBAROMÉTRIE ... -91 4.4.1 Méthodologie... 91 4.4.2 Résultats ... 93
-VII
4.5GÉOCHIMIE DES MÉTASÉDIMENTS ... -101
-4.6CARTE ÉLÉMENTAIRE DES MONAZITES ... -102
-Conclusion ... - 104 -
VIII
Liste des annexes
ANNEXE1 :CARTOGRAPHIE MINÉRALE AUTOMATISÉE AU SEM-MLA ...-113
-ANNEXE2 :PHOTOS DES GRENATS DE CHAQUE GROUPE AU MICROSCOPE OPTIQUE ...-119
-ANNEXE3 :ANALYSES PONCTUELLES À LA MICROSONDE ...-124
Profils de composition dans un grenat de la lame 15MC1079A... 125
Profils de composition dans un grenat de la lame 15JJ3158A ... 126
Profils de composition dans un grenat de la lame 15JJ3122A ... 127
Analyses ponctuelles Biotite ... 128
Analyses ponctuelles Grenat ... 147
Analyses ponctuelles Feldspath ... 164
Analyses ponctuelles Staurotide ... 181
Analyses ponctuelles Cordiérite ... 184
Analyses ponctuelles – Orthopyroxène ... 186
Analyses ponctuelles Amphibole ... 188
-ANNEXE4 :CARTES DE COMPOSITION ÉLÉMENTAIRES DES GRENATS À LA MICROSONDE ...-190
-IX
Liste des tableaux
Table 3.1: Representative mineral composition ... 40
Table 3.2: LuHf isotopic analysis of garnet separates and whole rocks ... 46
Table 3.3: UPb ages by LAICPMS on zircon and monazite ... 49
Tableau 4.1: Résumé de la chimie minérale des grenats ... 80
Tableau 4.2 : Résumé de la chimie minérale des biotites ... 87
-X
Liste des figures
Figure 1 : Carte de la géologie des sousprovinces du nordest de la Province du Supérieur. ... 1
Figure 1.1 : Carte de la géologie générale de la Province du Supérieur. ... 7
-Figure 2.1 : Modèle proposé où l’Opinaca correspond à un prisme d’accrétion à l’avant d’une zone de subduction (1989). ... 10
-Figure 2.2 : Progression du système de subduction où une nouvelle subduction à l’avant agit comme source de chaleur sous le prisme et l’arc déjà accrété ... 10
Figure 2.3 : Schéma illustrant le nouveau modèle de tectonique à l’Archéen ... 13
-Figure 2.4 : La formation des bassins sédimentaires suite à la collision et au soulèvement des cratons mobiles et des plateaux océaniques immobiles ... 14
-Figure 2.5 : Modèle de rift continental proposé à partir de l’analyse de la géochimie des roches volcaniques des groupes de Guyer et de Yasinsky, Sousprovince de La Grande. ... 15
Figure 2.6 : Modèle tectonique dans lequel l’Opinaca est un bassin d’arrièrearc ... 16
Figure 2.7 : Modèle de formation et évolution d’un metamorphic core complex ... 18
-Figure 2.8 : Exemple d’un complexe métamorphique archéen, dans la région du Complexe de Ghooli, Province de Southern Cross dans le craton du Yilgarn, en Australie. ... 20
Figure 3.1: Localisation of studied region on a north east Superior subprovinces map. ... 26
-Figure 3.2: Lithological map of studied region, simplified for the La Grande Subprovince and detailed for Opinaca Subprovince, showing the localisation of dated sample (15-MC-1079 and 15-JJ-3158) as well as the sample selected for phase equilibrium modelling ... 29
-Figure 3.3: Metamorphic map of the studied region with location of metamorphic indicator minerals, field isograds and an interpolation of the observed percentage of melt in metasedimentary rocks. ... 30
Figure 3.4: Field photographs showing the diversity of sedimentary and migmatite rocks ... 31
-Figure 3.5: Photomicrographs showing representative assemblage and textural relation of the staurolite and migmatized zones ... 38
Figure 3.6: Altered cordierite from sample 15MC1079A ... 39
Figure 3.7: Xray compositional maps and composition profiles of garnet from selected samples. ... 43
Figure 3.8: Pseudosection for selected samples. ... 46
Figure 3.9: Garnet LuHf geochronology isochrones. ... 46
Figure 3.10: UPb dating of monazite and zircon ... 48
-Figure 3.11: Fe-Mg partitioning coefficient (Kd) between garnet and biotite with corresponding temperature plotted against outcrop distance to OpinacaLa Grande northern contact ... 53
-Figure 3.12: Cumulative curve showing the concentration of a majority of the Lu content of garnet in the core. .. - 56 Figure 3.13: Garnet REE geochemistry. ... 56
-XI
Figure 3.14 : Proposed schematic geodynamic model for the Opinaca basin, with corresponding P-T-t path for
each metamorphic and deformation episodes ... 59
Figure 4.1 : Cartes d’interpolation de l’intensité de la déformation à partir des degrés de déformations... 69
Figure 4.2 : Coupe structurale schématisée à travers les domaines définis ... 72
Figure 4.3 : Domaines structuraux... 73
Figure 4.4 : Stéréogrammes des structures planaires et linéaires ... 74
Figure 4.5 : Spectre EDS de référence pour le grenat ... 76
-Figure 4.6 : Les différents modes d’acquisition de spectres offerts par le SEM-MLA selon l’imagerie de densité par électrons rétrodiffusés obtenue ... 77
-Figure 4.7 : Graphique ternaire des pôles compositionnels des feldspaths à partir des analyses à la microsonde.. - 90 Figure 4.8 : Graphique en pression et température montrant les résultats des calculs thermobarométriques 95 -Figure 4.9 : Résultats de thermobarométrie en pression et température reportés sur la coupe structurale des domaines ... 96
Figure 4.10 : Températures obtenues par thermobarométrie mises en carte. ... 97
Figure 4.11 : Pressions obtenues par thermobarométrie mises en carte. ... 98
Figure 4.12 : Répartition géographiques des coefficients de partage KD(MgFe) du grenat sur la biotite. 100 -Figure 4.13 : Diagramme AFM projeté à partir du pôle de la muscovite montrant les résultats des analyses géochimiques des roches sédimentaires métamorphisées du terrain d’étude. ... 102
-XII
Liste des abréviations
Abréviations des minéraux :
Grenat g Sillimanite sill
Quartz q Liquide (melt) liq
Biotite bi Orthopyroxène opx
Plagioclase pl Rutile ru
Feldspath-K ksp Ilménite ilm
cordierite cd Muscovite mu
Staurotide st Chlorite chl
XIII
Remerciements
J’aimerais souligner en quelques mots le soutien et l’implication de mon entourage dans ce grand projet au cours des quelques années de ce projet. Un grand merci à Simon, mon pilier, pour son appui constant et sa confiance en ma réussite dans les pires comme les meilleures journées. Merci à Rollande, Yvon, Frédérique et Audrey pour leur intérêt dans mon travail ainsi que leur support. J’aimerais souligner l’importance des discussions et de l’entraide exemplaire apportée par mes collègues étudiants du groupe de recherche, spécialement Antoine Godet pour ses réponses rapides à mes nombreuses questions, Antoine et Nicolas qui ont agi comme de véritable modèles, Holly et Roman pour leurs conseils et leurs connaissances ainsi que Marc-Antoine et Jean-Philippe pour leur présence et l’ambiance de travail qu’ils ont fournis.
Ce projet de maîtrise n’aurait pu être réalisé sans l’implication inestimable de Jean Goutier, tant dans les travaux de terrain que dans les étapes subséquentes de la recherche. Un grand merci également aux géologues et assistants de ses équipes de cartographie de 2015 et 2016, spécialement à Joséphine.
J’aimerais également remercier Nathan Cleven et Lyal Harris pour leur contribution au projet, ainsi qu’à Marc Choquette et Dany Savard pour leur aide lors de l’acquisition de données. Finalement, merci à Carl Guilmette pour son aide, sa compréhension, sa passion contagieuse pour la recherche ainsi que son enthousiasme à partager son expertise.
XIV
Avant-propos
Le premier chapitre de ce mémoire se compose d’un manuscrit destiné à la publication dans la revue «Precambrian Research» et est donc rédigé dans le style et la langue appropriés. L’introduction, le contexte régional, les hypothèses géodynamiques et la conclusion sont en compléments à l’article, tandis que le chapitre 4 est constitué des travaux supplémentaires réalisés au cours du projet et qui n’ont pu être insérés dans la publication. L’auteure de ce mémoire est l’unique auteure de l’introduction, des chapitres 1, 2 et de la conclusion. À l’exception des sections sur la méthodologie de la géochronologie (Lu-Hf et U-Pb), le manuscrit de l’article présenté au chapitre 2 a été rédigé dans son entièreté par l’auteure du mémoire. En date de soumission de ce mémoire à la Faculté des Études Supérieures de l’Université Laval, le manuscrit a été soumis aux co-auteurs pour révision.
Les co-auteurs sont Carl Guilmette, agissant comme directeur de recherche de ce projet de maîtrise, Jean Goutier, superviseur externe du projet et géologue émérite au ministère de l’Énergie et des Ressources naturelles, Lyal Harris, co-directeur du projet et professeur à l’INRS, Nathan Cleven, étudiant post-doctoral à l’Université Laval ainsi que les collaborateurs responsables de la géochronologie U-Pb et Lu-Hf Don Davis (UofT) et Matthijs Smit (UBC), respectivement.
- 1 -
Introduction
La Sous-province d’Opinaca, située dans le nord-est du craton du Supérieur, consiste en une immense étendue de roches métasédimentaires, où, sur des milliers de kilomètres carrés, ne se trouve essentiellement qu’un assemblage de paragneiss migmatisés et d’intrusions granitoïdes (figure 1). La redondance de ces lithologies monotones sur un si grand territoire, qui plus est difficile d’accès, a longtemps mené à un manque d’intérêt pour la Sous-province d’Opinaca. La majorité des travaux de la région se sont concentrés sur la sous-province voisine de La Grande et même la cartographie régionale y a été négligée pendant longtemps. Avant la campagne de cartographie du ministère de l’Énergie et des Ressources naturelles (MERN) de 2015, certains secteurs n’avaient fait l’objet que d’une reconnaissance au 1/500 000 (Morfin et al., 2013).
Figure 1 : Carte de la géologie des sous-provinces du nord-est de la Province du Supérieur. La localisation du secteur d’étude est indiquée par l’encadré rouge. Modifiée de Houlé et al. (2015).
- 2 -
Problématique
Plusieurs modèles géodynamiques ont été élaborés pour expliquer la formation et puis l’évolution tectonique du couple Opinaca – La Grande, malgré l’étendue limitée des connaissances sur la région. Ces diverses hypothèses amenées depuis les années 1980 sont intrinsèquement différentes les unes des autres et impliquent chacune des régimes de contraintes et des environnements tectoniques diamétralement opposés. Certaines hypothèses impliquent un contexte tectonique en extension (Cadéron, 2003; Gauthier, 2007; Lapointe, 2008), alors que les autres réfèrent plutôt à une géodynamique de collision ou encore de subduction pour expliquer la nature du contact entre les Sous-provinces d’Opinaca et de La Grande (Percival and William, 1989; Card, 1990; Percival, 2012). C’est la nature fortement migmatisée de la grande majorité des roches métasédimentaires de l’Opinaca, masquant l’évolution prograde du métamorphisme, qui rend si difficile l’identification de l’environnement de formation le plus probable parmi les options offertes par les travaux précédents. En effet, les épisodes intenses de migmatisation ont oblitéré les informations sur le parcours tectonique prograde des roches de la région et sur les conditions lors de leur formation, enregistrées dans leur chimie minérale. Les hautes températures subies par la majorité de la région ont modifié cette chimie en permettant la recristallisation des minéraux et elle n’est donc plus représentative des conditions initiales. La migmatisation efface donc l’histoire métamorphique prograde, en plus de s’accompagner d’une recristallisation des roches sédimentaires, effaçant les structures précoces pouvant donner des indices sur l’environnement géodynamique lors de leur formation.
Un secteur de la Sous-province d’Opinaca a échappé à la migmatisation intense qui a affecté le reste du bassin. Les quelques feuillets adjacents au lac Sakami, dans le coin nord-ouest de la sous-province, montrent une progression claire du métamorphisme, du faciès des schistes verts jusqu’au faciès supérieur des amphibolites. Il y a espoir que cette petite région ait conservé les informations métamorphiques permettant de reconstituer l’entièreté de l’évolution tectonique de l’Opinaca.
Le présent projet de maîtrise propose donc de contraindre l’évolution tectonique des roches métasédimentaires du Complexe de Laguiche, dans le secteur peu migmatisé du nord-ouest de la Sous-province d’Opinaca. Son évolution tectonométamorphique peut également permettre de comprendre les mécanismes de formation et donc l’environnement géodynamique à l’oeuvre. Le projet porte sur un secteur de la
Sous-- 3 Sous--
province d'Opinaca de la Province du Supérieur, dans la région d'Eeyou Istchee Baie-James, à l'est du lac Sakami au Québec. Le secteur à l’étude correspond à un terrain couvrant les feuillets SNRC 33F01, 33F08, 33F02, 33F07 et la moitié sud de 33F09, se trouvant essentiellement dans la partie nord-ouest du Complexe de Laguiche (figure 1).
Objectifs
Afin de caractériser et d’établir la chronologie du tectonométamorphisme pour le nord-ouest de la Sous-province d’Opinaca, plusieurs objectifs principaux ont été fixés. D’abord, il est attendu de décrire qualitativement le métamorphisme par des travaux de cartographie de terrain et des descriptions pétrographiques. Le second objectif est de quantifier le métamorphisme subi par le secteur, notamment par la thermobarométrie et la modélisation de l’équilibre des phases sous forme de pseudosections, puis d’y interpréter la chimie minérale et les relations texturales observées. Identifier des grandes structures régionales, ainsi que des domaines de déformation semblable font également partis des objectifs fixés, de même qu’établir des relations chronologiques entre les épisodes de déformation et de métamorphisme, grâce à des méthodes géochronologiques utilisant différents systèmes isotopiques. Finalement, l’objectif final est de synthétiser les résultats sous forme de courbe P-T-t-D (Pression – Température – temps – Déformation) et tenter de la traduire en termes d’évolution géodynamique, puis de comparer les différentes hypothèses sur la table pour la région, aux résultats des études métamorphiques et structurales du secteur.
- 4 -
1- Contexte géologique régional
La Sous-province d’Opinaca compose, avec les sous-provinces d’Opatica, de Nemiscau, de La Grande, d’Ashuanipi et de Minto, le nord-est du craton du Supérieur (figure 1.1; Card et Ciesielski, 1986). Ce dernier est la plus vaste province d’âge archéenne au monde et occupe une grande partie du Nord canadien (Hoffman, 1988).
La Sous-province d’Opinaca, située à la Baie-James, correspond à un immense bassin sédimentaire de plusieurs dizaines de milliers de kilomètres carrés, fortement métamorphisé et d’âge néoarchéen (Card, 1990; Simard et Gosselin, 1999; Morfin et al., 2013). La Sous-province de La Grande, adjacente, est d’âge paléo à néoarchéen et de composition volcano-plutonique (Card et Ciesielski, 1986; Parent, 2011). La limite entre ces deux sous-provinces, tracée à partir des variations lithologiques, forme un croissant ouvert sur l'est, avec des contacts nord, ouest et sud (Gigon et Goutier, 2017). Ces contacts correspondent à une zone de forte déformation et de cisaillements inclinés vers le nord ou le nord-ouest (Goutier et al., 2000, 2001, 2002; Gigon et Goutier, 2017). Ces zones de cisaillements sont souvent masquées par la présence d'intrusions métriques à kilométriques. Ces intrusions montrent différents degrés de déformation et appartiennent notamment aux suites de Richardie, de Joubert, de Lablois et du Vieux Comptoir (Goutier et al., 2000, 2001, 2002; Gigon et Goutier, 2017). Au contact nord, la zone de transition entre les deux sous-provinces ne correspond pas à un saut abrupt de faciès métamorphique, comme c’est le cas au contact sud, dans les environs du gisement Roberto (Gauthier et al., 2007; Bandyayera et al., 2010; Fontaine et al., 2015, 2017).
La Sous-province de La Grande comprend un socle tonalitique (3452 à 2788 Ma), surmonté de plusieurs séquences volcano-sédimentaires (2,8 et 2,7 Ga). Ceux-ci sont injectés d’une quantité importante de roches plutoniques, de composition ultramafique à felsique (Goutier et al., 2000, 2001, 2002; Davis et al., 2014, Gigon et Goutier, 2017).
La Sous-province d’Opinaca, plus jeune, est principalement composée de paragneiss à biotite, migmatisés à divers degrés (Goutier et al., 2001; Morfin et al., 2013; Côté-Roberge et al., 2016). Les protolites des métasédiments correspondent en grande partie à des wackes, avec de rares niveaux pélitiques (Goutier et al., 2000; Morfin et al., 2014). Le Complexe de Laguiche correspond à toute la séquence métasédimentaire de la Sous-province d’Opinaca (Bandyayera et al., 2010). Il comprend trois unités principales qui sont
- 5 -
définies selon le pourcentage de mobilisat présent dans les roches métasédimentaires : les lithologies variant de wackes métamorphisés, à des paragneiss migmatitiques jusqu’aux métatexites et diatexites (Bandyayera et al., 2010). Aux unités métasédimentaires s’ajoutent une unité composée d'amphibolite rubanée, de formations de fer et de gneiss mafique, définie au sud de l’Opinaca par Bandyayera et al. (2010). Les métabasites sont concordante aux structures sédimentaires primaires (Bandyayera et al. 2010; Morfin et al., 2014). Une autre unité de basalte coussiné et amphibolitisé y a été observée pour la première fois en 2016 (CG 2016, carte).
De nombreuses intrusions felsiques, ainsi que des intrusions ultramafiques, décimétriques à kilométriques, coupent les paragneiss (Bandyayera et al., 2010; Morfin et al., 2013; Gigon et Goutier, 2017). Les intrusions ultramafiques, attribuées à la Suite de Lablois, se présentent généralement comme une série de chapelets suivant des zones de déformation plus importantes (Goutier, 2018). Diverses suites de granitoïdes sont reconnues dans la région, dont les suites du Vieux-Comptoir, de Janin, de Bezier et de Féron (Goutier et al., 2000, 2001 et 2002; Bandyayera et al., 2010; Gigon et Goutier 2017). L’Opinaca est aussi associée à un complexe d’injection, due à la grande quantité de dykes, de veines et de plutons granitiques en réseaux interconnectés s’injectant dans toute la région (Morfin et al., 2014). Les plus grands dykes sont typiquement pegmatitiques et créés par de multiples injections de magma (Morfin et al., 2014; Gigon et Goutier, 2017).
Des dykes de diabase de composition gabbronoritique du Lac Esprit et de Senneterre (néoarchéens à paléoprotérozoïques) coupent finalement la région (Goutier et al., 2000, 2001 et 2002).
La Sous-province d’Opinaca est souvent caractérisée par son métamorphisme élevé, généralement au faciès des granulites inférieur (Morfin et al., 2013). De nombreuses reliques d’orthopyroxène y sont recensées (Sawyer, 1998; Simard et Gosselin, 1999). Morfin et al. (2014) suggèrent toutefois qu’une partie des sédiments métamorphisés de l’Opinaca ont peut-être été réhydratés par l’importante quantité d’eau relâchée lors de la cristallisation du complexe de pluton leucogranitique.
L’âge de déposition des sédiments de l’Opinaca est beaucoup moins connu que dans les autres sous-provinces métasédimentaires du Supérieur (Guernina et Sawyer, 2003).
- 6 -
L’âge minimal de sédimentation est donné par la datation de pluton recoupant les roches sédimentaires du Complexe de Laguiche. Le pluton de la Frégate, recoupant les pragneiss et métatexite du centre de l’Opinaca, dans le feuillet SNRC 33G02, est daté à 2710,4 ± 2,4 Ma (Augland et al., 2016; Gigon et Goutier, 2017). Le centre du bassin sédimentaire commence donc à se remplir avant 2710 Ma. La déposition serait rapidement suivie d’épisodes de déformation et de métamorphisme (Morfin et al., 2014). Morfin et al., (2013), datent le début du métamorphisme de faciès des granulites au centre de l’Opinaca à 2663,6 ± 6 Ma, de façonsynchrone avec la mise en place des intrusions granitoïdes typiques de la région (Morfin et al., 2013).
La première foliation (S1) est uniquement visible dans quelques secteurs au centre-ouest de la Sous-province d’Opinaca (Bandyayera et al., 2010; Morfin et al., 2014). La foliation principale dans la Sous-province d’Opinaca (S2) est définie par l’alignement des biotites. Orientée est-ouest, elle est parallèle au litage (S0) des sédiments. Des linéations sont contenues dans les plans S2 et plongent légèrement vers l’est ou vers l’ouest (Bandyayera et al., 2010; Morfin et al., 2014). Un troisième épisode de déformation est parfois mentionné et affecte légèrement les séquences de sédiments métamorphisés en larges plis ouverts (Bandyayera et al., 2010). Une partie des plutons granitiques sont affectés par les plans S2, ce qui est visible par le boudinage et le plissement des dykes associés. Les plutons plus tardifs reprennent le patron défini par les épisodes de déformation, mais montrent peu de déformation interne (Morfin et al., 2014).
1.1 Les sous-provinces sédimentaires du sud et l’ouest du Supérieur
La Sous-province d’Opinaca est souvent comparée aux autres provinces métasédimentaires de la Province du Supérieur (Erreur ! Source du renvoi introuvable.). Percival (1989) suggère que la similarité des types de roches dans les sous-provinces de Quetico, English River, Nemiscau, Opinaca et Ashuanipi laissent supposer qu’elles sont toutes les restants d’un seul prisme accrétionnel archéen, devant vaste zone de subduction. Les sous-provinces métasédimentaires du Supérieur sont de composition semblable en éléments majeurs et en traces, bien que leur faciès métamorphique augmente vers l’est (Percival, 1989; Card, 1990; Lapointe, 1996). Des températures de 620 °C et des pressions de 2,5 à 3 kbar sont associées aux roches de plus haut faciès dans la Sous-province de Quetico, soit le faciès des amphibolites supérieur (Sawyer, 1986; Percival et al., 2012). La Sous-province de Nemiscau voit l’isograde d’entrée de l’orthopyroxène et donc d’un faciès granulitique (Guernina et- 7 -
Sawyer, 2003). Le pic métamorphique régional est daté entre 2671 et 2665 Ma dans la Sous-province de Quetico (Percival et Sullivan, 1988). Zaleski et al. (1999), proposent que le métamorphisme ayant affecté Quetico est associé à un seul, long évènement s’étirant sur 40 millions d’années.
Figure 1.1 : Carte de la géologie générale de la Province du Supérieur, montrant la continuité latérale de ses bassins sédimentaires. Tirée de Percival (1989).
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2- Hypothèses géodynamiques
Plusieurs hypothèses proposant divers contextes géodynamiques sont envisagées pour expliquer la formation du contact entre les sous-provinces d’Opinaca et de La Grande. Chacune implique des environnements tectoniques et des régimes de contraintes opposés, desquels devraient résulter des styles métamorphiques et structuraux bien distincts. Également, les contextes envisagés ne prédisent pas les mêmes relations temporelles entre les épisodes de métamorphisme et les épisodes de déformation. Certains modèles proposés par la littérature tendent vers des contextes en extension alors que d’autres favorisent un contexte de collision. Il est tout aussi possible que seule une combinaison des modèles tectoniques puisse expliquer l’environnement géodynamique de la formation et de la juxtaposition des sous-provinces de La Grande et d’Opinaca.
Les modèles régionaux proposés peuvent s’insérer autant dans une philosophie uniformitarisme de la tectonique archéenne faisant appel à des zones de subduction que dans les nouvelles hypothèses de tectonique horizontale et verticale amenées pour la tectonique à l’Archéen.
2.1 Modèle uniformitarisme
Plusieurs auteurs acceptent la relation entre les sous-provinces de La Grande et d’Opinaca comme celle entre un arc volcanique et son prisme d’accrétion sédimentaire (Percival et William, 1989; Card 1990; Percival et al., 2012). Ce modèle a surtout été développé pour les sous-provinces ontariennes, du Supérieur Ouest. Cependant, la concordance des sous-provinces québécoises et ontariennes est bien établie, d’après la corrélation de leurs lithologies, leurs structures et leurs différentes relations chronologiques selon Percival et al. (2012). La Sous-province d’Opinaca est citée comme la continuité latérale des sous-provinces de Nemiscau, puis d’English River encore plus à l’ouest (Percival et al., 2012). La ceinture métasédimentaire ontarienne de Quetico, plus au sud que celle d’English River, présente également des caractéristiques semblables à l’Opinaca. Ces sous-provinces occidentales présentent une composition essentiellement de wackes turbiditiques, de hauts faciès métamorphiques augmentant généralement vers le centre des bassins, ainsi qu’un grain structural majoritairement est-ouest (Card, 1990; Percival, 2002). C’est pourquoi il est possible de transférer le modèle développé du côté ontarien pour les sous-provinces du nord-est du Supérieur.
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C’est sur l’extension latérale des sous-provinces métasédimentaires du Supérieur, de même que sur les relations chronologiques entre les âges de dépositions des sédiments et le volcanisme dans les sous-provinces plutono-volcaniques adjacentes (Wawa et Wabigoon dans le cas de Quetico) que le modèle de zones de subduction et de prisme d’accrétion se base (Percival et Williams, 1989). De plus, les assemblages pétrotectoniques ressemblent à ceux observés dans des exemples modernes de ce contexte (Card, 1990; Condie et Kröner, 2008). Les turbidites des ceintures métavolcaniques du Supérieur pourraient correspondre à du remplissage de fosse, des bassins inter-arc, des prismes d’accrétion ou des dépôts d’éventail profond. Les sédiments se sont déposés peu après les phases de volcanisme majeures des sous-provinces volcaniques adjacentes et représenteraient donc les prismes d’accrétions associés au développement de ces arcs (Card, 1990).
Une succession de zones de subductions vers le nord auraient ainsi accrété les ceintures sédimentaires sur celles volcaniques à la fin de l’Archéen (Erreur ! Source du renvoi introuvable. et 2.2). Le prisme subirait, lors de la collision, un métamorphisme avec un rapport de pression sur température élevé, puisque la vitesse de subduction dépasse celle de la ré-équilibration thermique. Cet épisode de métamorphisme de haute pression et basse température serait accompagné par des indices de déformation majeure, sous forme de chevauchements, de plis, de cisaillements et de détachements (Hamilton, 1998). Le modèle, conçu par Percival et William (1989), s’accompagne également d’une deuxième phase de métamorphisme après la subduction. Celle-ci, de haute température et accompagnant de la mise en place de plutons, est associée à la transition de la région vers un contexte de bassin d’arrière-arc, caractérise cette deuxième étape.
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Figure 2.1 : Modèle proposé où l’Opinaca correspond à un prisme d’accrétion à l’avant d’une zone de subduction. Tirée de Percival et William (1989).
Figure 2.2 : Progression du système de subduction où une nouvelle subduction à l’avant agit comme source de chaleur sous le prisme et l’arc déjà accrété. Tirée de Card (1990).
Les prismes d’accrétion, également nommés arcs sédimentaires, se développent entre la fosse et l’arc volcanique et sont constitués d’une série de plis et d’écailles de chevauchements, généralement à vergence océanique (Debelmas, 2008). Ils sont
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composés de mélange, dit olistostromes, soit des sédiments provenant autant de l’arc que du bassin océanique ainsi que des morceaux de croûte océanique. Les arcs sédimentaires peuvent agir en accrétion tectonique, en enlevant du matériel à la plaque plongeante pour l’accréter sous la plaque chevauchante, à la base du prisme et ainsi contribuer à l’épaississement crustal de l’arc. La subduction peut causer, à l’opposé, l’érosion de la plaque supérieure et alors aucun arc sédimentaire n’est observable. Le mode d’action du prisme accrétionnel dépend de la vitesse de la subduction, de la quantité de sédiments fournis par l’arc ou le bassin océanique, la présence de reliefs sur la croûte océanique ou la quantité de fluide enfoui (Hamilton, 1998; Debelmas, 2008). Dans les exemples actuels, la subduction agit plus ou moins en érosion, mais il n’y a pas de cas où la totalité des sédiments déposés sur la plaque océanique est accrétée sous le prisme sans qu’une majeure partie passe en subduction (Debelmas, 2008).
Les différents environnements tectoniques possibles lors de l'Archéen demeurent le sujet de vives discussions. Le gradient thermique prévalant à cette époque était nettement plus élevé, ce qui remet en question l’hypothèse qu'une tectonique des plaques analogue à celle d’aujourd’hui ait été responsable de la croissance des premières masses continentales. L’absence d’ophiolite obductée, de roches au faciès des schistes bleus et de signes d’ultra haute pression (UHP) apporte un doute sur l’âge des premières zones de subduction et donc sur la viabilité de ce modèle pour le contexte archéen (Condie et Kröner, 2008; Percival et al., 2012). Des différences notables entre la région d’étude et une zone de subduction typique du Cénozoïque sont remarquées. Par exemple, il y a nettement plus de plutonisme dans les arcs accrétés du Supérieur que dans des prismes actuels, tel que celui bordant le Japon. Les structures observées dans les sous-provinces archéennes sont beaucoup plus à pic que les chevauchements de nappes dans les prismes accrétés modernes (Card, 1990).
La Province du Supérieur constitue le plus vaste de ces cratons formés à l’Archéen, tels que le Yilgarn et le Pilbara en Australie ou le Kaapvaal d’Afrique du Sud (Hoffman, 1988). Il apporte donc une bonne opportunité pour y investiguer les processus tectoniques à l’éon archéen.
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2.2 Dérive de continents sans subduction
D’autres auteurs ne sont pas aussi convaincus que l’Archéen a été soumis aux mêmes processus que ceux connus de la tectonique moderne et mentionnent plusieurs points pour soutenir l’absence de subduction et donc de prisme d’accrétion à l’Archéen.
D’abord, les sédiments de la Province du Supérieur forment des séquences continues et cohérentes. Les structures primaires y sont uniformes et peu perturbées, du moins à l’échelle de l’affleurement. Ceci est diamétralement opposé à ce qui est observé dans les prismes d’accrétion modernes. Ces derniers sont en partie composés de mélange et d’olistostromes en forme de lentilles métriques imbriquées et cisaillées, où les faciès primaires sont chaotiques et perturbés (Hamilton, 1998). Cet auteur note également le manque de sutures, telles des ophiolites, témoignant de la disparition d’un océan.
Bédard et al. (2013) propose un modèle pouvant expliquer les observations typiques de tectonique horizontale à l’intérieur de la Province du Supérieur, soit le raccourcissement régional et la juxtaposition de blocs, sans faire appel au mécanisme de la subduction.
Leur hypothèse repose sur le fait que les proto-cratons archéens auraient possédé une quille mantellique de haute viscosité et flottabilité. Cette quille s’étendrait bien au-delà de la limite entre lithosphère et l’asthénosphère. Les contraintes en compression et en cisaillement que les vents mantelliques imposeraient sur la quille seraient suffisantes pour insuffler de la mobilité au craton (Erreur ! Source du renvoi introuvable.; Bédard et al., 2013).
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Figure 2.3 : Schéma illustrant le nouveau modèle de tectonique à l’Archéen développé par Bédard et al. (2013), d’où est tirée la figure. Ce modèle propose une dérive des continents propulsée par le vent mantelliques poussant les quilles mantelliques des cratons. Ces dernières entreraient en collision avec les ceintures de roches vertes, immobiles et correspondant à des plateaux océaniques.
Les plateaux océaniques, soit les ceintures de roches vertes, ne possèderaient pas de telles quilles et seraient par conséquent immobiles. Les cratons accréteraient et soucréteraient des plateaux océaniques lors de leur mouvement, créant les fabriques de compression observables à l’échelle de la Sous-province du Supérieur (Bédard et al, 2013). Des bassins sédimentaires se formeraient post-collision, par la production de sédiments liée au soulèvement du craton et des ceintures volcaniques (figure 2.4) (Bédard et al., 2013; Bédard et Harris, 2014). Les ceintures volcaniques et sédimentaires seraient ainsi accrétées du nord vers le sud, suivant le mouvement du craton (Bédard et Harris, 2014). La flottabilité élevée des plateaux basaltiques mènerait à une sous-crétion, sous les cratons. Contrairement à de la subduction, le basalte serait donc chauffé par en dessous plutôt que par en dessus, ce qui produit davantage de TTG (Bédard et Harris, 2014).
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Figure 2.4 : La formation des bassins sédimentaires suite à la collision et au soulèvement des cratons mobiles et des plateaux océaniques immobiles. Tirée de Bédard et Harris (2014).
Le mouvement des cratons résulterait en des structures compressionnelles concentrées sur l’avant du craton (leading edge), où les ceintures volcaniques sont accrétées. Des structures de cisaillement obliques et des failles coulissantes borderaient aussi le craton sur les marges parallèles au mouvement. Des structures obliques et des systèmes de fractures seraient également possibles à l’intérieur du craton, sous l’effet du champ de contrainte associé au mouvement (Bédard et al, 2013). À l’Archéen, la croûte continentale était moins rigide ce qui est concordant avec un métamorphisme uniforme de haute température, des basses pressions, de la déformation distribuée sur de larges secteurs, un soulèvement tectonique limité et de l’érosion distribuée (Bédard et al, 2013). Des phénomènes de «channel flow» peuvent aussi occasionner la juxtaposition de secteurs à haut faciès métamorphique avec des secteurs de bas faciès métamorphique.
2.3 Rift continental
Sapin et al. (2018) indiquent que la géochimie des roches volcaniques du Groupe de Guyer et du Groupe de Yasinsky, pointe vers un environnement de rift continental (figure 2.5). Ces ceintures volcaniques se trouvent tout juste au nord de la Sous-province d’Opinaca et du secteur d’étude.
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Figure 2.5 : Modèle de rift continental proposé à partir de l’analyse de la géochimie des roches volcaniques des groupes de Guyer et de Yasinsky, Sous-province de La Grande. Tirée de Sapin et al., (2018).
2.4 Bassin d’arrière-arc
Les résultats de calculs thermobarométriques ont pointé Cadéron (2003) vers un contexte de bassin d’arrière-arc, où la Sous-province d’Opinaca est associée à un bassin marginal, déposé sur une croûte continentale amincie (figure 2.6). Son modèle propose qu’une période d’extension, causée par l’accumulation de chaleur sous la lithosphère, provoque le rifting des sous-provinces plutono-volcaniques de La Grande et d’Opatica, créant l’espace d’accommodation nécessaire pour la formation du bassin d’Opinaca (figure 2.6a). Cette source de chaleur pourrait provenir d’une zone de subduction, dirigée vers le nord-est, sous l’Opatica. L’érosion des arcs volcaniques fournit les sédiments au bassin, qui se refermerait par la suite sur lui-même lors de la phase en compression du modèle (figures 2.6b et 2.6c). Un important épaississement crustal, des plissements polyphasés, des chevauchements et des imbrications sous forme de grandes structures en fleurs à doubles vergences, accommodent cette fermeture. Ce modèle implique que l’Opinaca soit transportée sur le La Grande (figure 2.6d).
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Figure 2.6 : Modèle tectonique dans lequel l’Opinaca est un bassin d’arrière-arc, élaboré par Cadéron (2003).
Ce modèle propose donc une tectonique polyphasée. Un premier épisode de métamorphisme de haute température et de basse pression est attendu, suivant très rapidement la déposition des premiers sédiments dans le bassin d’arrière-arc. Un deuxième événement, plus tardif, voit un métamorphisme également de haute température, accompagné de pressions de plus en plus élevées au fur et à mesure que la séquence sédimentaire s’épaissit. La fermeture du bassin et les structures de compression mèneraient à la poursuite des hautes pressions. Finalement, un refroidissement et une décompression lents sont prédits, alors que la source de chaleur sous le bassin demeure et que de nombreuses intrusions granitoïdes se mettent en place dans les séquences sédimentaires. Également, le dénuement se produit par des processus érosionnels et donc à un taux d’exhumation lent.
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Plusieurs phases de déformation accompagnent les différentes étapes de métamorphisme prévues par le modèle. Cadéron (2003) suggère que les structures d’extension associées au rifting ne sont pas faciles à trouver, car elles sont probablement reprises en sens inverse au cours de la fermeture, lors du métamorphisme de moyenne pression, sous forme de chevauchements et de plissements déjetés. Il est donc difficile de prouver une phase extensive précoce.
2.5 Metamorphic Core Complex
Certains auteurs suggèrent que l’entièreté du bassin de l’Opinaca correspond à un metamorphic core complex (Gauthier et al, 2007; Lapointe, 2008). Ce type d’environnement géodynamique a été défini dans la région du Basin and Range, dans l’ouest des États-Unis. Il est associé au relâchement de contraintes latérales à la fin d’un épisode orogénique (Debelmas et al., 2008). Ce relâchement cause une extension majeure de la croûte continentale épaissie, résultant en la formation de complexe métamorphique où la croûte inférieure métamorphisée et mylonitisée est exposée sous une croûte supérieure intensément fracturée (Lister et Davis, 1989).
Lors de la première étape de développement de ce type de complexe, des mylonites se forment le long d’un plan horizontal à des profondeurs près de la limite entre la déformation fragile et ductile (Erreur ! Source du renvoi introuvable.a; Lister et Davis, 1989). À cette profondeur, la croûte possède des propriétés mécaniques plus rigides et agit donc comme niveau guide pour les contraintes imposées par l’extension (Lister et Davis, 1989). Une série de failles normales à fort pendage se connectent à cette zone de cisaillement, engendrant la rotation de larges blocs de croûte et permettant ainsi l’extension (figure 2.7b). La suite de l’extension est accommodée par d’autres failles normales, nommées zone de détachement, se développant cette fois à faible pendage dans la croûte moyenne (Lister et Davis, 1989). Ces dernières, pouvant représenter une surface de 10 000 km2 et des déplacements de 40 km, naissent dans la zone mylonitique,
puis s’évasent et se prolongent vers le haut (Erreur ! Source du renvoi introuvable.2.7c; Lister et Davis, 1989). Les zones de détachements dans les complexes métamorphiques ne représentent donc pas des chevauchements réactivés en sens inverse lors de l’extension, mais bien des failles normales à faibles pendages, développées dans la croûte supérieure lors de l’extension (Lister et Davis, 1989).
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Figure 2.7 : Modèle de formation et évolution d’un metamorphic core complex. Basé sur les montagnes de Santa Catalina – Rincon, États-Unis. Modifiée de Lister et Davis (1989).
À ce point, l’extension amincit la croûte continentale épaissie suffisamment pour causer un ajustement isostatique, provoquant la remontée de la croûte inférieure. L’intrusion de grands batholites granitiques de faible densité alimente également ce phénomène (Lister et Davis, 1989). Cette remontée de la croûte inférieure courbe le front mylonitique principal, ainsi que les multiples failles de détachement au-dessus (Erreur ! Source du renvoi introuvable.). Ces dernières cessent d’être actives lorsqu’elles sont trop courbées et de nouveaux détachements horizontaux se mettent en place au-dessus (Lister et Davis, 1989). Aucune zone de détachement n’est donc active durant toute la durée de la formation d’un complexe métamorphique.
Ainsi, à la fin de la formation d’un metamorphic core complex, une importante zone de cisaillement mylonitique courbe est exposée à la surface, sous de multiples détachements de grande envergure. La croûte supérieure fragile, au-dessus de la zone mylonitique, est recoupée par plusieurs générations de failles normales listriques et de détachements. Au cours de la remontée, les fabriques ductiles ayant été formées à haute température et en
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profondeur sont surimposées par des structures fragiles. Le métamorphisme diminue brusquement au-dessus de la zone de détachement.
Un tel modèle implique un seul épisode de métamorphisme de haute température, antérieur à la formation des structures extensives. Un saut de métamorphisme de part et d’autre d’un cisaillement majeur de faible pendage doit être observé. La foliation régionale doit être concentrique et les pendages doivent diminuer vers le centre du complexe (Lapointe, 2008). Des textures de décompressions sont attendues, puisque les roches seraient amenées à la surface très rapidement par des phénomènes tectoniques (Lapointe, 2008; Debelmas et al., 2008).
L’hypothèse de Lapointe (2008) s’appuie sur plusieurs observations pour associer la région à un metamorphic core complex, incluant la présence de gradients métamorphiques élevés en périphérie de l’Opinaca et la nature fortement migmatisée du cœur de cette sous-province (Gauthier et al., 2007). D’autres indices tirés de la base de données du SIGÉOM semblent valider l’idée d’un metamorphic core complex. La foliation régionale dans l’ouest de la Sous-province de La Grande épouse le contour de l’Opinaca, les linéations d’étirement apparaissent radiales au bassin, des pendages généralement plus faibles au centre du bassin et des portions du contact entre les sous-provinces sont fortement mylonitisées (Lapointe, 2008).
Des exemples de complexes métamorphiques sont présents à l’Archéen, tels la Province des Eastern Goldfield et la Province de Southern Cross, tous deux dans le craton du Yilgarn. Ces exemples montrent une foliation régionale concentrique (Erreur ! Source du renvoi introuvable.), des pendages subhorizontaux au centre et subverticaux en périphérie ainsi qu’un faciès métamorphique plus élevé au centre que dans les roches vertes adjacentes (Williams et Whitaker, 1993; Dalstra et al., 1997).
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Figure 2.8 : Exemple d’un complexe métamorphique archéen, dans la région du Complexe de Ghooli, Province de Southern Cross dans le craton du Yilgarn, en Australie. Les principaux gisements d’or sont localisés. Modifiée de Dalstra et al. (1997).
Ce modèle n’offre pas d’explication sur la formation de l’espace d’accommodation qui a permis la déposition des roches sédimentaires de l’Opinaca, ni comment ces roches plus jeunes se seraient retrouvées sous son substrat, soit les roches volcano-plutonique de La Grande.
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3- Timing and characterization of tectonometamorphism in the
Northwest Opinaca, Superior Province, Eeyou Istchee
Baie-James region
Myriam Côté-Roberge1, Carl Guilmette1, Jean Goutier2, Lyal Harris3, Nathan Cleven1, Don Davis4,
Matthijs Smit5
1. E4M, Département de géologie et de genie géologique, Université Laval, 1065 avenue de la Médecine, Québec, QC, Canada, G1V 0A6
2. Bureau de la connaissance géoscientifique, Ministère de l’Énergie et des Ressources naturelles, 70 Avenue Québec, Rouyn-Noranda, QC, Canada, J9X 6R1
3. Institut national de la recherche scientifique, Centre Eau Terre Environnement, 490 rue de la Couronne, Québec, QC, Canada, G1K 9A9
4. Jack Satterly Geochronology Laboratory, Department of Earth Sciences, University of Toronto, 22 Russell St., Toronto, ON, Canada, M5S 3B1
5. Department of Earth, Ocean and Atmospheric Sciences, 2020 – 2207 Main Mall, Vancouver, BC, Canada, V6T 1Z4
Résumé
La Sous-province d’Opinaca est un important bassin néoarchéen de sédiments métamorphisés. Les modèles tectoniques proposés précédemment pour expliquer l’évolution de l’Opinaca sont divers, chacun impliquant un style et une intensité de métamorphisme et de déformation intrinsèquement différents, qu’il est possible de discriminer par une étude tectonométamorphique. Dans le nord-ouest de la Sous-province d’Opinaca, un gradient métamorphique du nord-ouest, au faciès des schistes verts, jusqu’au sud-est, au faciès supérieur des amphibolites est reconnu. La modélisation de l’équilibre des phases, interprétée avec les relations texturales et la chimie minérale, met en lumière un chemin pression-température-temps en sens horaire, caractérisé par une décompression isothermale. Ces résultats, couplés aux datations U-Pb et Lu-Hf, permet de proposer une évolution de l’environnement géodynamique consistant en l’ouverture d’un rift avant 2712 Ma avec sédimentation dans le bassin au moins jusqu’à 2690 Ma, au métamorphisme des sédiments à 2670 Ma suivi d’un refroidissement de la région, puis en la fermeture du bassin, responsable du chemin P-T-t en sens horaire, vers 2645 Ma.
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Abstract
The Opinaca Subprovince, in the Superior craton, is an important Neoarchean metamorphosed sediments basin. Various models are proposed to explain the formation and evolution of the Opinaca, ranging from accretional prism to back-arc basin. The proposed tectonometamorphic study allows the determination of the prograde evolution of the basin and hence the selection of the most probable regional model, each being characterized by contrasting styles of metamorphic progression.
In the north-western Opinaca Subprovince, isogrades traced from index minerals highlight a progression from greenschist facies in the north-west to upper amphibolites facies in the south-east. Mineral chemistry of metamorphic mineral shows a global homogenisation of growth zonation. In the northernmost Opinaca Subprovince, textural relations and phase equilibrium modelling indicate a clockwise PTt path with an isothermal decompression segment from 6 to 4 kbar at 600 °C. In the southern part of the study region, the clockwise PTt path is characterized by stronger, suprasolidus isothermal decompression from 9 to 5 kbar at 800 °C.
We constrain deposition of the Opinaca greywacke from 2712 to 2690 Ma with the youngest detrital zircon population and crosscutting felsic intrusions. U-Pb monazite geochronology indicates two pulses of metamorphism, at 2670 and 2645 Ma. Lu-Hf dating of garnet supported by textural analysis and trace element mineral chemistry indicates that garnet growth is coeval with the younger population of monazite, circa 2645 Ma. The first generation of monazite around 2670 Ma is thus interpreted as a low-pressure metamorphic event that did not involve garnet growth.
These results point towards a polymetamorphic evolution for the Opinaca Subprovince consistent with the tectonic inversion of a rift-like basin. Clastic sedimentation between 2712 to 2690 Ma in a magmatically active, rift-like basin was followed by regional low-P metamorphism at 2670 Ma. The onset of crustal shortening and thickening in the basin by 2645 Ma resulted in Barrovian-type metamorphism, and involved isothermal decompression that could have been accommodated by some degree of ductile extrusion.
Key words: Garnet Lu–Hf geochronology, Phase equilibrium modelling, Opinaca, Superior
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3.1 Introduction
The Superior Province is the largest Archean craton on Earth. It is composed of alternating sequences of clastic meta-sedimentary basins, volcano-plutonic greenstone belts and gneissic plutonic rocks of varied metamorphic and structural styles (Card and Ciesielsky, 1986; Card, 1990; Ciesielsky, 1991; Percival et al., 2012; Thériault and Beauséjour, 2012). The relationships between its subprovinces and their original environments of formation are often masked by subsequent deformation and igneous activity (Card, 1990). Apart from Trans-Hudson, Grenville and Penokean orogens along its borders, the Superior craton has not been reworked since its stabilization at the end of Neoarchean and therefore offers an outlook on the geodynamics at work during those eras (Card, 1990).
The Opinaca Subprovince is located in the northeast of the Superior craton, in the Eeyou Istchee Baie-James region, Québec, Canada (Figure 3.1). It consists of a large, highly metamorphosed Neoarchean sedimentary basin, covering tens of thousands of square kilometers (Card, 1990; Morfin et al., 2014). Episodes of partial melting and felsic magma injection, responsible for the high abundance of migmatized rocks in the Opinaca (Morfin et al., 2013; Morfin et al., 2014), obliterated most of the prograde tectonic history. The relatively homogeneous anatectic metamorphic characteristics of the Opinaca and its vast and difficult to access terrain are mainly responsible for generally low density of geological knowledge in the area. Interest has mainly been focused on the neighbouring La Grande Subprovince and its volcanic and sedimentary sequences, which hosts a number of epigenetic base and precious metal mineral occurrences (Seymour et al., 1988; Houlé et al., 2002; Ravenelle, 2013; Aucoin et al., 2012; Mercier-Langevin et al., 2012; Fontaine et al., 2017).
Despite the limited knowledge available for the region, numerous tectonic models have been proposed to explain the formation and deformation of the Opinaca and La Grande subprovinces pair. Models addressing basin formation are intrinsically opposed, suggesting either a convergent geodynamic environment (Percival and William, 1989; Card, 1990; Percival et al., 2012) or an extensional environment (Cadéron, 2003; Gauthier et al., 2007; Lapointe, 2008; Sappin et al., 2018). Models addressing the tectonometamorphic evolution of the Opinaca are not mutually exclusive and include a metamorphic core complex (Lapointe, 2008), a mid-crustal injection complex (Morfin et al., 2013) or tectonic inversion resulting in a flower structure (Cadéron, 2003). Some models require a specific regional strain regime and metamorphic evolution, such that
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characterizing the intensity, style and timing of metamorphism of the region should allow the discrimination of the most likely scenario.
A small portion of the Opinaca is far less migmatized than the rest of the basin. The north-west portion of the Subprovince, east of Lake Sakami, shows a complete metamorphic progression from greenschist to granulite facies. The absence of widespread anataxis in the low and medium grade areas, which obliterated prograde information elsewhere in the Opinaca, makes the region critical in constraining its early sedimentary and tectonometamorphic evolution. Our work aims to constrain the tectonic evolution of the northwest Opinaca by characterizing the style and timing of metamorphism, including its prograde path, as preserved in the chemistry of metamorphic minerals such as garnet (Hollister, 1966; Ferry and Spear, 1978; Spear, 1991; Florence and Spear, 1991; Bea et al., 1994; Scherer, 2000; Kohn, 2003; Caddick et al., 2010; Smit et al., 2013; Baxter and Scherer, 2013; Raimondo et al., 2017; Yakumchuck et al., 2017). Chronology of metamorphism is assessed by garnet Lu-Hf, monazite and zircon U-Pb geochronology for staurolite and sillimanite zone samples. Textural relationships, as well as major and trace element mineral chemistry are combined with forward phase-equilibria modelling to describe and quantify the metamorphic history of the region. The sum of these data will be integrated with regional geology to test tectonic evolutionary models for the north-west of the Opinaca.
3.2 Regional setting
The Opinaca Subprovince is primarily composed of paragneiss migmatized to different degrees (Card and Ciesielsky, 1986; Goutier et al., 2000, 2001; Morfin et al., 2013). Protoliths of these paragneisses largely correspond to wackes, with rare thin pelitic beds and rare conglomerates. The Laguiche Complex includes the entire Opinaca sedimentary sequence, excluding the plutonic rocks of the Subprovince (Bandyayera et al., 2010). The age of deposition for the sedimentary rocks of the Laguiche Complex is still in debate. Recent dating of Frégate Pluton in the Féron Suite crosscutting the Laguiche’s paragneiss in the central Opinaca, imply deposition occurred prior to 2710 ± 2 Ma (Augland et al., 2016; Gigon and Goutier, 2017).
The La Grande Subprovince mainly exposes basement orthogneiss overlain by volcanosedimentary sequences and intruded by plutons. In the study area the La Grande Subprovince hosts crustal slivers of old orthogneiss basement, the Langelier complex,
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dated between 3452 and 2788 Ma (Davis et al., 2014). Supracrustal belts include two volcano-sedimentary sequences, the Yasinski and Guyer (2820 Ma to 2806 Ma) Groups. These host a younger intrusive unit, the Duncan intrusions (2716 to 2709 Ma), uncomfortably overlain by the Sakami Formation, a Paleoproterozoic sedimentary basin (Goutier et al., 2000, 2001, 2002).
The limit between the Opinaca and the La Grande subprovinces generally corresponds to a highly deformed transition from metasediments to metavolcanics or plutons, with shear zones inclined towards the north or north-west (Goutier et al., 2000, 2001, 2002; Gigon and Goutier, 2017). The shear contacts are often masked by late metre- to kilometre-scale granitic intrusions ranging from underformed to highly deformed, dated at 2618 ± 2 Ma (Goutier et al., 2000, 2001, 2002; Gigon and Goutier, 2017). At the northern contact, the transition between the two provinces does not correspond to an abrupt change in metamorphic facies, as it is the case at the southern contact, near the Roberto gold deposit (Gauthier et al, 2007; Bandyayera et al., 2010; Gigon and Goutier, 2017).
Sedimentary bedding (S0) is observed in limited localities of the Opinaca Subprovince, as gradded bedding and compositional layering in less metamorphosed metawackes (Bandyayera et al., 2010; Morfin et al., 2014). Trace of the first deformation event (D1) are rare and limited to central-west portion of the province (Bandyayera et al., 2010; Morfin et al., 2014). Bedding, D1 structures and early intrusions are all transposed or folded in the the main E-W regional structural grain (S2). It is defined by the alignment of biotite and hornblende in the paragneiss but also by the migmatitic layering. Mineral lineation are contained in the S2 foliation plan and plunge gently to the east and west (Bandyayera et al., 2010; Morfin et al., 2014). A third of deformation event (D3) folded S2 foliation into large open folds with a N-S axial trace (Bandyayera et al., 2010).
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Figure 3.1: Localisation of studied region on a north east Superior subprovinces map. Modified from Houlé et al. (2015).
The Laguiche Complex is divided into three units based on the percentage of leucocratic segregation or partial melting textures, thus reflecting the degree of migmatization and metamorphism (Bandyayera et al., 2010). These units represent a continuous scale from metamorphosed wackes to migmatised paragneisses, metatexites and diatexites (Bandyayera et al., 2010). A large network of interconnected granitic dykes, veins and plutons injected into the metasediments define the Opinaca as an injection complex (Morfin et al., 2013). The largest dykes are typically pegmatitic and composed of multiple magma injections (Morfin et al., 2014; Gigon and Goutier, 2017).
In addition to the sedimentary sequence and intrusions, the Opinaca also comprise banded amphibolites, iron formations and mafic gneisses, defined in the South of the Subprovince (Bandyayera et al., 2010. The metabasite are concordant with primary
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sedimentary structures (Bandyayera et al., 2010, Morfin et al., 2014). Another unit of amphibolitized pillowed basalts was observed in northern Opinaca (SIGÉOM, 2018).
Numerous decimetre- to kilometre-scale felsic intrusions are present in the region and are divided into several suites (Bandyayera et al., 2010; Morfin et al., 2013; Gigon and Goutier, 2017). The Vieux Comptoir granitic Suite of muscovite, garnet and tourmaline bearing granite is most abundant in the western part of the Opinaca and has been dated at 2618 ± 2 Ma (Goutier et al., 1999; 2000). The Boyd Suite is granitic to granodioritic and tonalitic in composition, and contains biotite ± magnetite ± hornblende (Bandyayera et al., 2010). Intermediate intrusions are regrouped in the Féron Suite, 2710.4 ±2.4 Ma, composed of a monzonite and migmatized monzodiorite unit and a second diorite unit (Augland et al., 2016; Gigon and Goutier, 2017). The Janin Suite consists several intrusions of granite, tonalite and graniodiorite, located in south-western Opinaca (Bandyayera et al., 2010). The Majourlet Gneisses are banded biotite tonalite (Goutier, 2018). Small ultramafic intrusions are present forming a chain not unlike rosary beads, following zones of regional deformation, regrouped under the Lablois Suite (Goutier, 2018). Neoarchean to Paleoproterozoic diabase dykes of gabbronoritic composition cut the region and constitute the youngest rocks of the Opinaca and the La Grande subprovinces (Buchan et al., 2007).
The Opinaca’s metamorphic grade has been characterized as amphibolite to granulite facies (Card and Ciesielsky, 1986; Sawyer, 1998; Morfin et al, 2013; Gigon and Goutier, 2017). Relict orthopyroxene is common in the Subprovince (Sawyer, 1998; Simard and Gosselin, 1999). Morfin et al. (2014) suggested that metamorphosed Opinaca sediments were possibly re-hydrated by the large quantity of water released during the crystallisation of leucogranitic plutons associated with the injection complex, to explain the relict nature of the region’s orthopyroxenes.
3.3 Field observations
3.3.1 Study area
The study area covers the northwest corner of the Opinaca Subprovince, from the north and west contact with the La Grande Subprovince to around 70 kilometres inward the basin, and correspond to NTS mapsheets 33F01, 33F02, 33F08, 33F07 and 33F09 (Figure 3.1). Information from this region for over 5000 outcrops mapped by the ministère
