PÉTROLOGIE DE LA SEMELLE AMPHIBOLITIQUE
DE LA COLLINE DE BELMINA, DU COMPLEXE
OPHIOLITIQUE DE THETFORD MINES, QUÉBEC
Mémoire
Jean-Daniel Fortin Rhéaume
Programme de maîtrise en Sciences de la Terre
Maître ès sciences (M.Sc.)
Québec,Canada
PÉTROLOGIE DE LA SEMELLE AMPHIBOLITIQUE
DE LA COLLINE DE BELMINA, DU COMPLEXE
OPHIOLITIQUE DE THETFORD MINES, QUÉBEC
Mémoire
Jean-Daniel Fortin Rhéaume
Sous la direction de :
Réjean Hébert, directeur de recherche
Carl Guilmette, codirecteur de recherche
III
Résumé
La semelle amphibolitique de la Colline de Belmina est une séquence métamorphique retrouvée sous la péridotite du complexe ophiolitique de Thetford Mines. L’étude géochimique montre que les échantillons prélevés représentent tous des basaltes primitifs de la série des tholéïtes Low-K. Selon la concentration des éléments traces immobiles, tels que le niobium et le tantale, trois groupes principaux sont distingués. Le premier groupe montre une anomalie positive en Nb-Ta, semblable à des valeurs issues de panaches mantéliques. Le second groupe montre une anomalie négative en ces éléments, suggérant une affinité plutôt d’arc volcanique. Le dernier groupe contient les échantillons sans anomalie importante, avec des valeurs de MORB normal, normalement formé en ride océanique. D’un point de vue géodynamique, deux analogues modernes sont proposés. Le premier est celui de la ride océanique de la mer East-Scotia. Le second, l’analogue de la subduction de la chaine de monts sous-marins Louisville sous l’arc Tonga-Kermadec.
IV
Abstract
The Belmina Ridge metamorphic sole is located under the western mantle sequences of the Thetford Mines ophiolite complex. Major elements geochemistry allowed determining that samples from the metamorphic sole are primitive basalts of the Low-K tholeiitic series. Three main groups have been determined based on immobile elements concentration such as niobium and tantalum. First group shows positive Nb-Ta anomaly, characteristic of mantle plume contamination. Second group shows negative Nb-Ta anomaly, as seen in volcanic arc sequences. The third group is made of samples that look more like N-MORB patterns of oceanic ridge. Two modern analogs are proposed as possible environments for the development of a sequence showing this kind of mixing. The first is the East-Scotia sea ridge, showing sequences with N-MORB, volcanic arc and OIB characteristics, produced within few million years. The second is the subduction of the Louisville seamounts chain under the Tonga-Kermadec volcanic arc.
V
Table des matières
Résumé ... III Abstract ... IV Table des matières ... V Table des tableaux ... VIII Table des figures ... IX Remerciements ... X Avant-propos ... XI
Chapitre 1: ... 1
Introduction ... 1
1.1 Les complexes ophiolitiques ... 1
1.2 Les semelles métamorphiques ... 2
1.3 L’amphibolite de la Colline de Belmina ... 6
1.4 La problématique ... 9
1.5 Méthodologie ... 11
Contexte géologique ... 13
1.6 Géologie et orogènes des Appalaches ... 13
1.7 Géochronologie des semelles des Appalaches ... 15
1.8 Modèles thermobarométriques des semelles ... 17
1.9 Minéralogie des semelles métamorphiques ... 20
1.9.1 Amphiboles ... 20
1.9.2 Clinopyroxènes ... 22
1.9.3 Grenats ... 22
1.10 Géochimie des semelles ... 24
1.10.1 Éléments majeurs et mineurs ... 24
1.10.2 Éléments traces... 25
Chapitre 2: Article scientifique ... 28
Introduction à l’article ... 28
Igneous petrology of the metamorphic sole at Belmina Ridge, Thetford Mines Ophiolite Complex, (TMOC), Canada ... 29
VI
2.1 Introduction ... 31
2.2 Geological setting ... 33
2.2.1 Belmina Ridge regional geological setting ... 34
2.2.2 Metamorphic sole setting ... 34
2.3 Petrography and SEM-MLA ... 37
2.4 Mineral chemistry ... 38
2.5 Geochemistry ... 39
2.5.1 Major and minor elements ... 40
2.5.2 Trace elements... 42
2.6 Discussion ... 45
2.7 Geodynamical discrimination ... 48
2.8 Present day geodynamic analogs ... 50
2.9 Conclusion ... 53 Acknowledgements ... 54 2.10 References ... 55 2.11 Figure captions ... 61 2.12 List of Tables ... 63 Chapitre 3: ... 81 Données complémentaires ... 81 3.1 Chimie minérale ... 81 3.1.1 Méthode analytique ... 82 3.1.2 Résultats ... 82
3.2 Cartographie élémentaire d’un grenat ... 89
3.2.1 Méthode analytique ... 89
3.2.2 Résultats ... 91
Chapitre 4: ... 103
Discussion et conclusion... 103
4.1 Géochimie et géodynamique de l’ancien bassin océanique ... 103
4.2 Chimie minérale et métamorphisme ... 109
Conclusion... 111
Références complètes ... 114
Chapitre 5 : Annexes ... 124
VII
Chimie minérale des amphiboles de la Colline de Belmina ... 125
Annexe B ... 141
Chimie minérale des grenats de la Colline de Belmina ... 141
Annexe C ... 150
Chimie minérale des pyroxènes de la Colline de Belmina... 150
Annexe D ... 154
Chimie minérale du profil élémentaire du grenat 13-BEL-31 ... 154
Annexe E ... 157
Imagerie par SEM-MLA de la lame 13-BEL-13 ... 157
Annexe F ... 159
VIII
Table des tableaux
Tableau 2.1 : Géochimie de l’assemblage Amp+Ep ... 64
Tableau 2.2 : Géochimie de l’assemblage Amp+Ep+Grt ... 65
Tableau 2.3 : Géochimie de l’assemblage Amp+Ep+Grt+Cpx ... 66
Tableaux A1 : Chimie minérale des amphiboles de l’assemblage Amp+Ep ... 127
Tableaux A2 : Chimie minérale des amphiboles de l’assemblage Amp+Ep+Grt . 133 Tableaux A3 : Chimie minérale des amphiboles de l’assemblage Amp+Ep+Grt +Cpx ... 138
Tableaux B : Chimie minérale des grenats ... 142
Tableaux C : Chimie minérale des clinopyroxènes ... 151
IX
Table des figures
Figure 1.1 : Coupe stratigraphique idéale d’un complexe ophiolitique.. ... 3
Figure 1.2 : Carte géologique locale de la Colline de Belmina.. ... 7
Figure 1.3 : Carte géologique simplifiée des Appalaches au sud du Québec.. ... 14
Figure 2.1 : Geological map of Belmina Ridge locality ... 67
Figure 2.2 : Representative thin section pictures ... 68
Figure 2.3 : Total-Alkali-Silica (TAS) nomenclature diagram. ... 69
Figure 2.4 : Mg# vs. SiO2/Al2O3 nomenclature diagram ... 70
Figure 2.5 : K2O vs. Silica nomenclature diagram ... 71
Figure 2.6A : REE diagram normalized to chondrites ... 72
Figure 2.6B : REE diagram normalized to chondrites ... 73
Figure 2.7A : Spider-diagram for all amphibolites ... 74
Figure 2.7B : Spider-diagram of samples with positive Nb-Ta anomalies ... 75
Figure 2.7C : Spider-diagram of samples with negative Nb-Ta anomalies ... 76
Figure 2.7D : Spider-diagram of samples without specific Nb-Ta anomalies ... 77
Figure 2.8 : (La/Nb)N vs. (La/Sm)N discrimination diagram ... 78
Figure 2.9 : Cr vs. Y discrimination diagram ... 79
Figure 2.10 : Zr/Y vs. Zr discrimination diagram ... 80
Figure 3.1 : Diagramme de nomenclature des amphiboles calciques. ... 95
Figure 3.2 : Diagramme discriminant Q-J pour les pyroxènes.. ... 96
Figure 3.3 : Diagramme ternaire Wo-En-Fs des pyroxènes ... 97
Figure 3.4 : Imagerie en électrons rétrodiffusés du grenat ... 98
Figure 3.5 : Cartographies élémentaires qualitatives produites à la microsonde électronique sur le grenat ... 99
Figure 3.6 : Variation de la composition quantitative du grenat. ... 100
Figure 3.7 : Variation de la composition quantitative du grenat ... 101
Figure 3.8 : Variation de la nomenclature des principaux pôles moléculaires du grenat ... 102
Figure E : Imagerie par SEM-MLA de la lame 13-BEL-13 ... 158
X
Remerciements
Je tiens d’abord à remercier Réjean, directeur de ce projet de maîtrise, pour son soutien tout au long des travaux et pour les discussions enrichissantes sur le projet. Encore une fois, merci à Réjean de m’avoir permis d’effectuer un premier pas dans le grand monde de la géologie internationale en me permettant de présenter mes travaux au GSA de Vancouver à l’automne 2014. Je voudrais aussi remercier Carl Guilmette, codirecteur de ce projet pour le temps qu’il m’a accordé et pour son aide à trouver des pistes de solution sur certains points plus complexes. De plus, je voudrais remercier Jaroslav Dostal pour les nombreuses analyses géochimiques effectuées dans le cadre de ce projet.
Je voudrais conclure en remerciant mes collègues étudiants du département de géologie et géologique de l’université Laval pour les discussions et commentaires constructifs en lien avec ce projet. Finalement, merci à Émie ainsi qu’à ma famille pour leur confiance en moi et leur support durant les deux dernières années.
XI
Avant-propos
Ce projet de maîtrise a été réalisé sur deux ans, de mai 2013 à avril 2015. L’idée d’effectuer un projet de maîtrise m’est venue suite à mon grand intérêt pour le cours de géodynamique du professeur Réjean Hébert. Travailler sur ce projet m’a permis d’accroître considérablement mes connaissances géologiques autant au niveau de la géodynamique, de la géochimie que de la chimie minérale.
Ce projet, portant sur un nouvel aspect de la compréhension des semelles métamorphiques des complexes ophiolitiques des Appalaches, a permis l’écriture d’un article scientifique qui sera soumis au journal Lithos de Elsevier. Je suis d’ailleurs le premier auteur de cet article scientifique. Réjean Hébert et Carl Guilmette sont second et troisième auteurs de cet article, pour les nombreuses discussions et commentaires accordés à certains points plus complexes. Jaroslav Dostal est le quatrième auteur de cet article pour son implication au niveau des analyses géochimiques et pour son aide à la révision du manuscrit.
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Chapitre 1:
Introduction
1.1 Les complexes ophiolitiques
Les ophiolites sont généralement considérées comme des fragments de lithosphère océanique mis en place sur une marge continentale. Les modes de mise en place des ophiolites sont relativement variables bien que dans la plupart des cas, leurs formations se situent au-dessus de zones de supra-subductions (SSZ) ou au niveau de dorsales océaniques (Dilek et Furnes, 2011). Wakabayashi et Dilek (2003) ont défini quatre types d’ophiolites, dont deux principaux, fondés sur leur mode de mise en place. Le premier est le modèle de l’ophiolite Téthysienne, formé lors de la mise en place de la séquence au-dessus d’une marge continentale en raison d’évènement de collisions. Le deuxième est le modèle Cordillère, où un complexe ophiolitique est mis en place au-dessus d’une zone de subduction par le biais de processus d’accrétion. L’ophiolite dont il sera question dans ce projet, le complexe ophiolitique de Thetford Mines, est de type Téthysienne, probablement formé en zone de supra-subduction (Tremblay et al. 2011).
Lors de la convergence entre une plaque tectonique océanique et une plaque continentale, plusieurs processus orogéniques peuvent être initiés. La différence de densité variant, par exemple, de 2,7g/cm3 en milieux continentaux versus 2,9 g/cm3 en milieux océaniques, associée à différentes contraintes, permet la formation de zones de subduction lorsque la plaque la plus dense s’enfonce sous la moins dense. Cependant, on observe parfois, selon des contextes particuliers, un processus contradictoire où des matériaux de densité plus élevée sont mis en place sur des matériaux moins denses. Ce processus est associé à l’obduction, permettant la remontée en surface de sections de la croûte et du manteau océanique, formant les complexes ophiolitiques. Il est assez fréquent de rencontrer
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des zones où il est possible d’observer un changement de polarité de la subduction, résultant d’un arrêt de l’enfoncement dû à certaines caractéristiques telles qu’une variation de la densité des matériaux ou par la subduction d’un mont océanique, d’un plateau océanique ou d’une ride océanique. La mise en place des ophiolites sera souvent favorisée par les anciennes failles ayant joué lors des épisodes de subductions précédents (Wakabayashi et Dilek, 2003).
Les ophiolites sont formées d’une succession de séquences particulières (conférence Penrose, 1972). Premièrement (de haut en bas dans la séquence), on retrouve les sédiments marins, les coussins basaltiques, les complexes de dykes en feuillets, les gabbros massifs et les intrusions felsiques, une série de couches mafiques et ultramafiques telles que lherzolite, harzburgite et dunite, avec certaines zones enrichies en chromite. Sous ces unités ultramafiques, se trouve parfois une séquence relativement mince (<500 mètres dans la plupart des cas) apparentée à une semelle dynamothermale métamorphique (Clague et al. 1981; Feininger, 1981; O’Beirne-Ryan et al. 1990; Guilmette et al. 2012; Dewey et Casey, 2013). Sous cette semelle sont retrouvés les métasédiments continentaux et parfois, le socle cristallin sur lesquelles sont mis en place les complexes ophiolitiques lors des processus d’obduction (Parkinson, 1998). La figure 1.1 présente cette coupe stratigraphique idéale. Cette succession particulière est rarement retrouvée dans son entier sur le terrain. Dans la plupart des cas, seule une fraction du complexe est affleurante (Daoust, 2007; Gartzos et al. 2009; Farahat, 2011; Guilmette et al. 2012).
1.2 Les semelles métamorphiques
Les semelles métamorphiques dynamothermales sont associées à la mise en place des complexes ophiolitiques. Sous plusieurs ophiolites liées aux zones de subductions, on retrouve cette mince séquence, pouvant atteindre au maximum
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quelques centaines de mètres d’épaisseur, constituée de roches métamorphiques. Ces séquences de haut grade métamorphique sont souvent considérées comme ayant été formées au début de la subduction, dans une croûte océanique jeune près d’une zone de dorsale océanique (Spray, 1984; Hacker et Mosenfelder, 1996; Zhou et al. 1997; Wakabayashi et al. 2010). L’étude des semelles métamorphiques est essentiellement le seul moyen de caractériser d’un point vue minéralogique, géochimique et géochronologique l’évolution d’un ancien bassin océanique (Gartzos et al. 2009).
Figure 1.1 : Coupe stratigraphique idéale d’un complexe ophiolitique. Modifiée de Parkinson (1988) pour le complexe ophiolitique East Sulawesi en Indonésie.
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Travailler sur l’origine des semelles métamorphiques permet d’obtenir de l’information sur le protolithe de la séquence ainsi que les conditions de mise en place des complexes ophiolitiques (Wakabayashi et Dilek, 2003; Wakabayashi et al. 2010).
Ces unités dynamothermales sont composées de matériaux attribués à diverses origines, dans la plupart des cas, hautement métamorphisés, voire jusqu’au faciès granulite (Gartzos et al. 2009; Guilmette et al. 2012). Il est possible d’observer, selon les différents modèles de mise en place, la formation d’un gradient métamorphique inverse d’intensité variable, pouvant passer du grade de schiste vert jusqu’au faciès des granulites (Feininger, 1981; Clague et al. 1981; Ghent et Stout, 1981; O’Beirne-Ryan et al. 1990; Hacker et Mosenfelder, 1996; Çelik et Delaloye, 2006; Gartzos et al. 2009; Guilmette et al. 2012). Le gradient métamorphique inverse est créé par la mise en place de matériaux plus chauds (augmentation de la température) et denses (augmentation de la pression) au-dessus de la semelle. Les semelles dynamothermales associées au complexe de Bay of Islands, à Terre-Neuve, Canada et à l’ophiolite de Semail en Oman, sont parmi les plus complètes et les plus étudiées depuis une trentaine d’années (Archibald et Farrar, 1975; Ghent et Stout, 1981; Casey et al. 1985; Dunning et Krogh, 1985; Hacker et Mosenfelder, 1996; Gnos, 1998; Searle et Cox, 1999; Kurth-Velz et al. 2004; Dewey et Casey, 2013).
Deux types principaux de semelles métamorphiques sont étudiés. Dans un premier temps, on retrouve les semelles cohérentes (Semail, Bay of Islands et Belmina) où celles-ci sont quasiment intactes et reposent de manière continue au contact avec les péridotites supérieures. Deuxièmement, elles peuvent être démembrées ou discontinues (Spray et Williams, 1980; Wang et al. 2008; Farahat, 2011; Guilmette et al. 2012). Dans ce cas, on retrouvera seulement certains blocs contenus dans les mélanges ophiolitiques interprétés comme des zones de cisaillement d’origine tectonique. Ces blocs sont formés de matériaux métamorphiques associés à une
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ancienne semelle métamorphique, près ou au contact avec les péridotites de l’ophiolite.
En général, la différence d’âge obtenue entre le pic métamorphique des semelles et la section mantélique qui leur est associée est de quelques millions d’années. Cependant, il n’est pas rare d’observer un chevauchement de l’âge de ces deux séquences. Dans le cas des ophiolites Téthysiennes, l’âge des semelles métamorphique est généralement similaire ou un peu plus jeune (<2 Ma) que l’âge des roches crustales ignées du complexe auquel elles sont associées (Wakabayashi et Dilek, 2003). L’exemple de la semelle de Semail, en Oman, montre très bien ce principe. Les datations U/Pb sur des zircons provenant du complexe ophiolitique ont fourni un âge de 96 à 94 Ma (Tilton et al. 1981; Warren et al. 2005; Goodenough et al. 2010). Les analyses Ar/Ar sur les amphiboles de la semelle ont, pour leur part, donnée des valeurs de 95-93 Ma (Hacker, 1994; Hacker et al. 1997; Warren et al. 2005). Basé sur une analyse structurale et barométrique très semblable à celle du complexe de Semail, Dewey et Casey (2013) ont suggéré que le complexe ophiolitique de Bay of Islands, et les semelles associées, se seraient formés plus ou moins synchroniquement, soit à l’intérieur de quelques millions d’années. Le complexe démembré présenté par Guilmette (2010) a aussi montré un chevauchement des âges Ar/Ar des semelles de la Zone de Suture du Yarlung Zangbo avec les sections ophiolitiques sus-jacentes. Les amphibolites seraient âgées de 123-127 Ma et l’ophiolite aurait un âge variable de 110-130 Ma (Guilmette, 2010). L’âge de la semelle de la Colline de Belmina (présenté ci-dessous) et l’âge des unités mantéliques et crustales du complexe ophiolitique de Thetford Mines montrent aussi ce chevauchement.
Les semelles métamorphiques montrant un chevauchement entre l’âge de refroidissement et l’âge des unités volcaniques de l’ophiolite associée supportent le modèle tectonique de SSZ. Ce modèle suggère que la croûte ophiolitique et le
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protolithe des amphibolites ont été formés le long de la même zone de divergence, au-dessus d’une zone de subduction. L’amorce d’une nouvelle zone de subduction au niveau de la ride divergente viendrait enfouir des matériaux mafiques de la SSZ (formant ultérieurement la semelle métamorphique) sous les unités ultramafiques associées au manteau ophiolitique de la SSZ (Guilmette, 2010). En général, la semelle serait donc plus jeune que la section mantélique sus-jacente de quelques millions d’années.
1.3 L’amphibolite de la Colline de Belmina
La semelle métamorphique de la Colline de Belmina est située directement entre les péridotites du groupe de Thetford Mines et les schistes du Groupe de Caldwell, plus précisément, dans la région de Saint-Jacques-le-Majeur-de-Wolfestown, à environ 120 kilomètres au sud-ouest de la ville de Québec. Une carte de la géologie locale de la Colline de Belmina est présentée à la figure 1.2. Cette semelle d’amphibolites massives à rubanées, d’une épaisseur apparente d’environ 800 mètres, est composée majoritairement d’amphiboles fines à grossières, édénitiques à pargasitiques, relativement fraiches. On note aussi la présence de plusieurs autres minéraux comme des bandes à grenats riches en pyrope et grossulaire, de l’épidote, du clinopyroxène et certains plus accessoires tels que du quartz, du plagioclase, du sphène et du rutile. Tous ces minéraux se retrouvent en assemblage variable selon leur position dans la séquence métamorphique. Près du contact avec les schistes à chlorite-muscovite±grenat associés au Groupe de Caldwell, l’amphibolite de la semelle est à épidote. En se dirigeant vers le contact avec les péridotites serpentinisées de la Colline de Belmina l’amphibolite passe progressivement d’un assemblage à épidote vers l’amphibolite à grenat et ensuite à l’amphibolite à grenat et clinopyroxène près du contact avec les péridotites mantéliques (Clague et al. 1981; Feininger, 1981; cette étude).
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Les conditions métamorphiques ont varié entre le contact avec les schistes du Groupe de Caldwell et le contact avec la péridotite sus-jacente à la manière d’un gradient inverse comme il en est le cas pour les autres amphibolites Téthysiennes. Les conditions de température auraient varié de 500°C près du contact avec les schistes du Caldwell à plus de 850°C au contact avec les péridotites (Clague et al. 1981; Feininger, 1981). Les géobaromètres, basés sur l’assemblage grenat-
Figure 1.2 : Carte géologique locale de la Colline de Belmina. Modifiée de Feininger (1981) et Tremblay et al. (2011). À l’ouest de la semelle, les métasédiments de l’ancienne marge continentale et à l’est, les péridotites serpentinisées et les unités crustales de l’ophiolite.
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clinopyroxène et sur le fractionnement de l’Al et du Na dans l’amphibole, ont démontré que ces roches ont été métamorphisées à des conditions de pression supérieures à 5 kbars (Clague et al. 1981), soit entre 500 et 700 MPa (Feininger, 1981). Les conditions de pression et de température présentent très bien le gradient métamorphique inverse caractéristique des semelles dynamothermales. Le protolithe de l’amphibolite de la Colline de Belmina serait, selon quelques analyses géochimiques sur les éléments majeurs, un basalte de fond océanique qui aurait subi un métamorphisme relativement élevé lors de l’obduction vers l’ouest d’une lithosphère océanique d’environ 20 kilomètres d’épaisseur (Feininger, 1981). Ce protolithe reste toutefois discutable compte tenu du manque d’information par rapport à la géochimie en éléments traces tel que les éléments des terres rares. Selon les températures du métamorphisme enregistrées par la formation de différents minéraux, un gradient thermique de 40°C par kilomètre aurait été nécessaire à l’obtention des températures estimées de plus de 800°C au contact avec les péridotites. Cependant, l’étude des péridotites a montré que celles-ci ont été affectées par des températures de moins de 312°C, en accord avec l’historique de serpentinisation de la séquence péridotitique (Feininger, 1981). L’étude des muscovites situées au contact inférieur de la semelle reprise par Tremblay et al. (2011) suggère que ces roches ont refroidi en dessous de 475 ± 25 °C à environ 466 Ma et elles auraient été partiellement recristallisées entre 475°C et 350°C durant le refroidissement jusqu’à environ 457 Ma.
Les premières datations K-Ar effectuées sur les amphiboles provenant de l’amphibolite de Belmina par Clague et al. (1981) ont produit un âge moyen de 488±11 Ma. Les âges déterminés sur des amphiboles par K-Ar, ayant de très faibles concentrations en K2O et un excès d’Ar aux analyses, ont par la suite été considérés comme inexacts (Whitehead et al. 1995). Une datation par 40Ar/39Ar avait aussi permis de produire un âge pondéré de 491 ± 3Ma attribué au découplage de l’ophiolite de Thetford Mines durant la phase initiale de fermeture de l’océan proto-Atlantique (Clague et al. 1981). L’âge de 491 Ma a par la suite été
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considéré comme étant erroné compte tenu de l’âge U/Pb, déterminé sur les zircons provenant des plagiogranites, de 479±3 Ma correspondant à l’âge de la cristallisation de l’ophiolite (Dunning and Pedersen, 1988; Whitehead et al. 1995; Tremblay et al., 2011). Selon l’âge produit par Clague et al. (1981) l’obduction de la semelle se serait produite au cours des 10 millions d’années précédent la cristallisation de la croûte chevauchante (Whitehead et al. 1995; Tremblay et al. 2011). Afin de résoudre cette problématique, une nouvelle datation de la semelle a été effectuée en 1995 selon une méthode raffinée de la méthode de datation 40Ar/39Ar. Cette révision de la méthode et l’application de la datation à des amphiboles contenant la bonne quantité des éléments à analyser a fournis un âge de 477 ± 5 Ma (Whitehead et al. 1995). L’association temporelle très rapprochée de la formation crustale et l’accrétion de la semelle indique que le découplage tectonique de l’ophiolite, formée d’une croûte jeune et chaude, se serait produit près ou à une dorsale associée à la formation du fond océanique (Whitehead et al. 2000). Comme présenté plus tôt, ce type d’association temporelle rapprochée, entre la semelle métamorphique et la portion péridotitique, est retrouvé dans plusieurs complexes tels que celui de Semail en Oman, dans la Zone de Suture du Yarlung Zangbo au Tibet et possiblement, Bay of Islands à Terre-Neuve. (Tilton et al. 1981; Warren et al. 2005; Goodenough et al. 2010; Guilmette, 2010; Dewey et Casey, 2013).
1.4 La problématique
La Colline de Belmina présente donc une portion de la séquence ultramafique péridotitique, mais aussi, à l’ouest, une séquence orientée nord-sud de 5-6 kilomètres de longueur par 800 mètres de largeur, formant la semelle amphibolitique métamorphique. Les travaux réalisés par Feininger (1981), Clague et al. (1981), ainsi que Whitehead et al. (1995, 2000) ont permis d’obtenir une bonne quantité d’information sur la semelle métamorphique de la Colline de Belmina. Cependant, les travaux réalisés portaient essentiellement au niveau de la
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cartographie, de la thermobarométrie et de la datation. De sorte, il s’avère encore aujourd’hui intéressant d’étudier de nouveau cette séquence, mais d’un point de vue pétrologique. Très peu d’échantillons avaient été étudiés géochimiquement par Feininger (1981) et Clague et al. (1981). Seuls quelques échantillons avaient été analysés pour la géochimie des éléments majeurs, ce qui en résulte en une compréhension partielle du protolithe de cette séquence. Les nouvelles techniques, plus modernes et plus accessibles, favorisant l’obtention d’une quantité impressionnante de données en un intervalle de temps plus court, ont ramené un intérêt à l’étude de cette séquence. Les travaux reliés à ce mémoire sur la semelle de la Colline de Belmina présentent une première approche strictement géochimique à l’étude d’une semelle métamorphique ophiolitique parmi toutes celles retrouvées dans les Appalaches.
Les objectifs principaux de ce mémoire sont :
1. Déterminer le protolithe de la semelle métamorphique de la Colline de Belmina, essentiellement par l’étude géochimique des éléments traces et plus particulièrement, les éléments du groupe des terres-rares (ETR), des HFSE (high field strengh elements) et des LILE (large ion lithophile elements).
2. Dans un deuxième temps, proposer à l’aide de comparaison avec des analogues modernes, un ou des modèles auxquels l’information obtenue par l’étude géochimique pourrait être associée à la géodynamique déjà connue de l’ancien bassin océanique de l’océan Iapetus.
3. Caractériser la chimie minérale des amphiboles, des grenats et des clinopyroxènes de l’amphibolite de la Colline de Belmina, compte tenu du manque d’information à ce niveau parmi les études réalisées sur les différentes semelles métamorphiques des Appalaches.
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1.5 Méthodologie
Le projet a débuté par deux semaines de terrain dans la région de Saint-Jacques-le-Majeur-de-Wolfestown près de Thetford Mines. Tout d’abord, un retour sur la cartographie réalisé par Feininger (1981) a été effectué. La prise de mesure structurale, l’échantillonnage et la description minéralogique macroscopique des affleurements du terrain ont été effectués en détail. L’échantillonnage de la semelle amphibolitique métamorphique a été réalisé de manière à recouper perpendiculairement la séquence métamorphique afin de s’assurer d’avoir un échantillonnage représentatif de la totalité de la séquence. Quelques échantillons appartenant à la formation du groupe de Caldwell ainsi que du massif péridotitique ont aussi été amassés.
Un total de 33 échantillons comprenant 27 amphibolites, 4 péridotites et 2 schistes ont été amassés. À partir de ces 33 échantillons, 27 lames minces ont été confectionnées avec l’aide du technicien aux travaux d'enseignement et de recherche du département de géologie et de génie géologique de l’université Laval, M. Edmond Rousseau. Une description pétrographique au microscope optique conventionnel de chacune de ces lames mines a été effectuée. Les 22 échantillons les plus frais ont par la suite été étudiés à la microsonde électronique CAMECA SX-100 de l’université Laval sous la supervision du responsable aux travaux pratiques et de recherche du laboratoire de microanalyse, M. Marc Choquette, afin d’obtenir la chimie minérale des amphiboles, des grenats et des clinopyroxènes. De plus, à l’aide de la microsonde électronique une caractérisation de la zonation chimique des grenats fut effectuée par cartographie élémentaire. Deux lames minces, les échantillons 13-BEL-13 et 13-BEL-24, ont aussi été analysés par SEM-MLA au centre INCO de l’université Memorial à St John’s, Terre-Neuve, afin d’obtenir un compte exact du mode de chacun des minéraux retrouvés dans les lames minces pour de futurs travaux.
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La totalité des échantillons amassés a été analysée pour la géochimie des éléments majeurs, mineurs et traces. Deux laboratoires indépendants ont été mandatés pour ces analyses. Le premier étant Activation Laboratories Ltd, en Ontario, Canada et le second, le laboratoire de l’université Saint-Mary’s en Nouvelle-Écosse, Canada. Au laboratoire d’Actlabs, les éléments majeurs ont été analysés par Fus-ICP (fusion inductively coupled plasma). Les métaux de base ainsi qu’une sélection d’éléments traces incluant sept des quatorze éléments des terres-rares ont été analysés par TD-ICP (total-digestion inductively coupled plasma) et par INAA (instrumental neutron activation analysis). La description de chacune des méthodes est faite dans le chapitre 2 (l’article scientifique) de ce mémoire. Au centre régional d’étude géochimique de l’université de Saint-Mary’s, la concentration des éléments majeurs et d’une sélection d’éléments traces (Ba, Sr, Rb, Zr, Nb, Y, Cr, Ni, Co, V, Zn et ETR) a été déterminée par spectroscopie de fluorescence aux rayons-X. La procédure complète de la technique analytique est disponible dans Dostal et al. (1986). Finalement, la détermination du protolithe a été faite selon la discrimination géodynamique, essentiellement basée sur la géochimie des éléments traces.
Ce mémoire est divisé en cinq sections. Le chapitre 1 est dédié à l’introduction, l’énoncé de la problématique et de la méthodologie. De plus, ce chapitre contient une revue de la littérature en lien avec les différents complexes ophiolitiques retrouvés dans les Appalaches et les caractéristiques propres aux ophiolites de type Téthys. Le deuxième chapitre est formé d’un article scientifique soumis à la révision pour le journal scientifique Lithos. Le troisième chapitre contient toutes informations et/ou données, relatives au mémoire, n’ayant pas été traitées dans l’article scientifique. Le quatrième chapitre formera une discussion et les conclusions de ce mémoire. Finalement, la cinquième section, les Annexes, sera formée de tous les tableaux de données, figures, etc., supplémentaires, reliés à la réalisation de ce mémoire.
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Contexte géologique
1.6 Géologie et orogènes des Appalaches
Les Appalaches au sud du Québec sont composées de deux assemblages lithotectoniques principaux, pertinents à l’étude des ophiolites. Premièrement, la Zone de Humber, séquence pouvant être attribuée aux vestiges de la marge continentale du continent Laurentia et deuxièmement, la Zone de Dunnage, considéré comme le domaine océanique adjacent à cette marge continentale. Ces séquences, d’âge Cambrien à Ordovicien inférieur à moyen, ont été amalgamées et mises en place lors de l’orogenèse Taconienne à l’Ordovicien. L’orogènie Taconienne englobe tous les événements de la fin du Cambrien et de l’Ordovicien contribuant aux processus d’accrétion de matériaux détritiques et océaniques provenant de la marge du continent Laurentia (Tremblay et al. 2011). Le contact, entre la Zone de Humber et celle de Dunnage, est caractérisé par la présence de plusieurs fragments d’ophiolites. Cette suture est définie comme la ligne Brompton-Baie-Verte (B.B.L sur la figure 1.2) (Williams et St-julien, 1982; De Souza et al. 2012). La déformation Taconique ayant affecté la marge du continent Laurentia serait attribuable à la fermeture de l’océan Iapétus (Tremblay et al. 2009). La figure 1.2 présente une carte géologique des Appalaches simplifiée de celle tirée de Schroetter et al. (2005) et de celle de Daoust (2007). La Zone de Dunnage est formée de quatre séquences principales. On retrouve premièrement, les ophiolites du sud du Québec, d’est en ouest, Thetford-mines, Asbestos, Lac-Brompton et Mont-Orford, deuxièmement, le mélange de Saint-Daniel, troisièmement, le bassin avant-arc du groupe de Magog et finalement, le complexe volcanique d’Ascot (Williams, 1979; Williams et St-Julien, 1982; Tremblay et al. 2011). Les ophiolites de Thetford Mines, Asbestos et du Lac Brompton présentent des caractéristiques géochimiques, stratigraphiques et géochronologiques semblables entre elles, permettant d’affirmer que ces segments étaient probablement issus de la même lithosphère océanique (De Souza et al. 2012).
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Figure 1.3 : Carte géologique simplifiée des Appalaches au sud du Québec. Modifiée de Schroetter et al. (2005) et Daoust (2007). Noter l’emplacement de la figure 1.2 en pointillé (20 km au sud-ouest de Thetford Mines). La carte des grandes provinces géologiques du Québec est présentée pour la localisation de la carte géologique régionale des Appalaches (modifiée de Brisebois et Brun (1994)).
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Du sud au nord, les régions du sud de la province de Québec et de Terre-Neuve comprennent plusieurs semelles métamorphiques bien définies et étudiées, associées aux différentes séquences ophiolitiques. Plus récemment, Daoust (2007) a démontré la possible présence d’une semelle métamorphique démembrée associée au complexe ophiolitique du Lac Brompton. On note, bien entendu, la semelle de la Colline de Belmina dans la région de Thetford Mines. Deux autres complexes ophiolitiques associés au contact entre la Zone de Dunnage et celle de Humber présentent plusieurs semelles métamorphiques. Premièrement, on note la semelle de l’amphibolite du Diable associée au complexe du Mont Albert en Gaspésie et deuxièmement, celles associées aux quatre massifs ophiolitiques de Bay of Islands à Terre-Neuve. Leurs mises en place seraient associées aux différents événements orogéniques subis par les plaques tectoniques. L’évènement le plus important, ayant probablement participé à la formation de la plupart des ophiolites étudiées, est l’orogenèse Taconienne. Les unités géologiques de la Zone de Dunnage présentent majoritairement un métamorphisme et une déformation associée à l’orogénie Acadienne du milieu du Dévonien. Les fabriques texturales plus anciennes associées à l’orogenèse Taconienne semblent être présentes seulement au niveau des semelles métamorphiques associées à l’obduction de complexes ophiolitiques (Tremblay et al. 2011). L’orogénie suivante, l’Acadienne, aurait favorisé un plissement intense de certaines semelles comme celle du Lac Brompton (Daoust, 2007).
1.7 Géochronologie des semelles des Appalaches
L’étude détaillée des différentes sections d’ophiolite de la Zone de Dunnage au sujet de la géochronologie, à la fois pour la datation 40Ar/39Ar des roches métamorphiques (âge de refroidissement de la semelle servant à dater le pic métamorphique) et de celle par U/Pb de certains plagiogranites (âge de formation des ophiolites), a permis de mettre en évidence certaines similitudes entre les
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différents complexes ophiolitiques des Appalaches bien qu’un diachronisme soit observé (Wakabayashi et al. 2010; De Souza et al. 2012). Church (1977) avait déjà présenté des similitudes apparentes entre plusieurs ophiolites du sud du Québec et de Terre-Neuve sur une base structurale, lithologique et compositionnelle en éléments majeurs.
L’amphibolite du Diable du Mont Albert est âgée entre 465 et 457 Ma selon plusieurs datations 40Ar/39Ar, ce qui en fait la section de semelle amphibolitique la plus jeune de la région des Appalaches canadiennes (Lux, 1986; Pincivy et al. 2003; De Souza et al. 2012). Les complexes ophiolitiques de la région de Terre-Neuve ont pour leurs parts produits des âges variant de 493,9 à 477,5 Ma basés sur des datations de type U/Pb (Dunning et Krogh, 1985; Jenner, 1991). Ces âges sont associés à la formation des différentes portions des complexes ophiolitiques de Terre-Neuve, ce qui en fait l’une des sections ophiolitiques les plus âgées des Appalaches canadiennes. Les semelles amphibolitiques associées aux complexes de Bay of Islands et de St. Anthony, situé à environ 300 km au nord-est, ont été datées, respectivement, à 469± 5 et 489±5 Ma (Dallmeyer et Williams, 1975; Dallmeyer, 1977; Dunning et Krogh, 1985).
Quoi qu’il en soit, les semelles de Terre-Neuve seraient donc les plus âgées allant jusqu’à possiblement, 489 Ma, suivi de celle de Thetford Mines autour de 477 Ma et finalement, celle du Mont Albert, âgé d’au maximum 465 Ma. Une différence de quelques millions d’années est observée entre l’âge de l’amphibolite de Thetford Mines, celle du Diable du Mont Albert et celles de Terre-Neuve. Ces variations diachroniques seraient attribuables à une géométrie variable le long de la marge du continent Laurentia ayant affectée les processus de mise en place (Pincivy et al. 2003; De Souza et al. 2012).
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1.8 Modèles thermobarométriques des semelles
De Souza et al. (2012) ont proposé que les différents complexes ophiolitiques des Appalaches puissent être issus de la même lithosphère océanique sur la base de caractéristiques géochimiques, lithologiques et structurales. Il est aussi possible de voir quelques ressemblances au niveau des modèles thermobarométriques des différentes semelles. Tout d’abord, comme discuté préalablement, Clague et al. (1981) ainsi que Feininger (1981) ont montré que le contact supérieur de la semelle de la Colline de Belmina aurait été métamorphisé à plus de 850°C pour environ 700 MPa. Le contact inférieur aurait été métamorphisé à environ 500°C pour environ 500 MPa. Ces valeurs pourraient être associées à la mise en place d’une lithosphère océanique d’environ 20 kilomètres d’épaisseur considérant un gradient thermique d’environ 40°C par kilomètre (Feininger, 1981). Les semelles métamorphiques de Bay of Islands présentent aussi des valeurs thermobarométriques semblables à celles de la semelle de Belmina (Savci, 1988; Dewey et Casey, 2013).
Il a été démontré que la formation de la semelle métamorphique du complexe de Bay of Islands est directement liée à la mise en place des séquences de chevauchement (Dewey et Casey, 2013). Au départ, le modèle thermobarométrique proposé pour former les séquences métamorphiques retrouvées dans cette région impliquait une roche ultramafique à température supérieure à 1000°C au contact supérieur de la semelle. Ces températures sont retrouvées à plus de 55 km sous le MOHO ce qui ne cadre pas dans le modèle géodynamique (Malpas, 1979). Quelques hypothèses ont été apportées à ce sujet. Par exemple, on note la possibilité que les roches ultramafiques se soient formées à proximité d’une zone de dorsale, qu’elles soient associées à un point chaud ou à un bassin marginal où l’activité volcanique est associée à la fusion d’une plaque subductée (Malpas, 1979). Compte tenu des récents modèles de mise en place élaborée par Dewey et Casey (2013), il a été proposé que la semelle de Bay of
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Islands n’est pas une auréole métamorphique formée par un transfert par conductivité sous une ophiolite chaude obductée comme l’avait décrit Malpas (1979), mais elle aurait plutôt été formée lors d’une subduction précédant l’obduction et son aplatissement/accolement sous l’ophiolite. Le gradient métamorphique inverse est représenté par un estimé de pression et de température variant de 770-800°C pour 8,0 kbar (avec le contact supérieur) et 600-630°C pour 5,0-6,5 kbars (avec le contact inférieur) (Savci, 1988; Dewey et Casey, 2013). Ce modèle de formation pourrait être aussi valable pour la semelle de la Colline de Belmina qui montre des valeurs thermobarométriques semblables.
La semelle du complexe de St. Anthony, propose aussi des valeurs thermodynamiques semblables (Jamieson, 1980). Elle montre un gradient métamorphique inverse et les conditions de pression et de température associées à la formation de la section d’amphibolites à pyroxènes (vers le contact supérieur) sont évaluées à 850°C et entre 7-10 kbars. La température de métamorphisme enregistrée par les unités d’amphibolites à épidotes (vers le contact inférieur) a été évaluée entre 550 et 650 °C pour une pression avoisinant les 5 kbars (Jamieson, 1980).
Une autre semelle métamorphique, semblable aux précédentes au niveau thermobarométrique, a été étudiée dans la région de la Gaspésie, associée au Mont Albert (l’Amphibolite du Diable). Dans un premier temps, celle-ci est relativement mince avec moins de 500 mètres de séquences métamorphiques allant du faciès d’amphibolite jusqu’à granulite, selon un gradient métamorphique inverse (Gagnon et Jamieson, 1986; O’Beirne-Ryan et al. 1990). Les conditions de température pour les zones à grenats-clinopyroxènes (contact supérieur) ont varié de 750-800°C pour des pressions ne dépassant pas 8-9 kbars. Pour ce qui est des zones d’amphibolites sans clinopyroxène, les variations sont respectivement, entre 500 et 700°C pour 6-7 kbars.
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Les études menées sur les amphiboles de l’amphibolite du Lac Brompton ont montré que le champ de pression et de température de l’assemblage de métamorphisme plus faible, albite-épidote, aurait été inférieur ou égal à 5 kbars pour une température d’environ 550°C. Au faciès d’amphibolite supérieur, ces conditions de pression sont passées d’environ 5 kbars à 8 kbars pour des températures supérieures à 700°C (Daoust, 2007).
Le gradient métamorphique inverse, retrouvé dans la plupart des ophiolites de type Téthysien, est responsable du métamorphisme de haut grade près du contact avec les péridotites. Celui-ci semble diminuer très rapidement au fur et à mesure que la subduction se poursuit (<2 Ma), la subduction continue favorisant le refroidissement rapide de la semelle par les épontes de la subduction (Peacock, 1988; Hacker et Mosenfelder, 1996; Wakabayashi et Dilek, 2003). À cause de ce refroidissement rapide, l’âge du pic métamorphique obtenu permet de relativement bien approximer le début de la subduction (Spray, 1984; Peacock, 1988). Ce refroidissement rapide permet l’utilisation de la méthode de datation isotopique 40Ar/39Ar sur hornblende (Wakabayashi et Dilek, 2003).
Sur la base des calculs thermobarométriques, on voit très bien que les conditions de formation des semelles métamorphiques, bien que plusieurs centaines de kilomètres séparent les séquences du sud des Appalaches et celles de Terre-Neuve, montrent de très grandes similitudes à la fois pour les conditions de pression et de température que pour de la minéralogie et la géochronologie.
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1.9 Minéralogie des semelles métamorphiques
Chacune des semelles métamorphiques étudiées montre des caractéristiques minéralogiques qui lui est propres, mais plusieurs présentent des similitudes par rapport à l’agencement et à la composition en certains minéraux tels l’amphibole, le clinopyroxène, le grenat, etc. (Ghent and Stout, 1981; Feininger, 1981; Clague et al. 1981; O’Beirne-Ryan et al. 1990; Gnos et al. 1998; Gartzos et al. 2009; Dewey et Casey, 2013). L’étude de la pétrographie peut se diviser en deux sections principales. Premièrement, d’un point de vue textural et deuxièmement, selon la composition minéralogique. Les variations des textures et de la composition sont grandement attribuables aux variations de pression, de température ainsi qu’à la composition des fluides d'altération donc au système géodynamique en général. Au sujet des textures, la présence de témoins de fusion partielle (>700°C) peut parfois être retrouvée dans les semelles à proximité des contacts avec les péridotites. La présence des petites cellules de fusion partielle dans l’amphibolite pourrait avoir un impact additionnel à la présence de fluide, en lien avec un enrichissement en LREE-Nb (Hacker et Mosenfelder, 1996; Ishikawa et al. 2005). Dans les semelles métamorphiques de types amphibolitiques, les principaux minéraux retrouvés sont l’amphibole, le clinopyroxène, le grenat, le plagioclase, les micas, quelques oxydes et sulfures ainsi que certains minéraux accessoires tels la titanite et l’apatite. Les types de minéraux ainsi que leurs agencements varient grandement en fonction de leur position dans la séquence (Feininger, 1981; Clague et al. 1981; O’Beirne-Ryan et al. 1990; Hacker et Mosenfelder, 1996; Çelik et Delaloye, 2006; Lázaro et al. 2013).
1.9.1 Amphiboles
Une grande variété d’amphiboles peut être retrouvée dans les semelles métamorphiques. Les résultats obtenus de l’étude pétrologique de la semelle du Mont Albert ont montré que la composition des amphiboles variait de hornblende
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magnésienne jusqu’à pargasite ferrifère. Les amphiboles rétrogrades semblent montrées des valeurs plus faibles en AlIV et en Ti. L’amphibolite de Semail en Oman montre une composition majoritairement constituée de hornblendes magnésiennes vertes et de hornblendes tshermakitiques. La section plus près du contact avec les péridotites montre plutôt des hornblendes pargasitiques ferrifères brunes et des hornblendes hastingsitiques magnésiennes (Hacker et Mosenfelder, 1996). On remarque un changement marqué de la composition des amphiboles par rapport à la position dans la séquence métamorphique. La composante en TiO2 des amphiboles semble relativement constante dans les premiers 200 mètres de la séquence. Cependant, la séquence est marquée par un accroissement de plus de 2,5% de la composante TiO2 dans les dix premiers mètres au contact avec les péridotites. Ce phénomène pourrait être le résultat d’un accroissement rapide de la température du pic métamorphique, mais aussi d’un changement de la phase riche en Ti de l’ilménite vers le rutile (Hacker et Mosenfelder, 1996). Gnos (1998) a montré une certaine tendance entre la composition de l’amphibole et l’accroissement de la température. Lorsque la température augmente, les amphiboles passent de hornblende édénique à hornblende pargasitique et finalement, à pargasite ferrifère. La composition des amphiboles provenant de la semelle de la Zone de Suture de Yarlung Zangbo est aussi assez variable. Encore une fois, la composition en AlIV et en Ti semble augmenter avec l’accroissement de la température. Dans l’amphibolite à grenat-cpx les amphiboles sont majoritairement des pargasites et des tschermakites. On retrouvera aussi quelques hornblendes tschermakitiques remplaçant des grains de grenats. Finalement, l’amphibole la plus commune est l’hornblende magnésienne (Guilmette et al. 2012). Les amphiboles issues de l’amphibolite démembrée du mélange ophiolitique de Beysehir en Turquie présentent encore une fois une bonne variabilité bien que la plupart soient calciques. Le changement de composition observé dans les amphiboles entre les différentes sections de l’amphibolite serait attribuable à un changement de faciès selon l’accroissement ou le décroissement de la température durant la cristallisation de l’amphibolite. On y retrouvera des
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amphiboles de type hastingsite magnésienne, hornblende magnésienne, édénite, pargasite, actinolite, etc. (Çelik et Delaloye, 2006)
1.9.2 Clinopyroxènes
Les clinopyroxènes sont en général retrouvés dans la première dizaine de mètres du contact avec les péridotites (Jamieson, 1980; Feininger, 1981; Clague et al. 1981; Ghent et Stout, 1981; Ishiwaka et al. 2005). On peut parfois les retrouver localement à certains endroits jusqu’à plus de 100 mètres du contact. Les clinopyroxènes retrouvés dans la semelle du Mont Albert sont majoritairement des diopsides à teneur variable en Al2O3 autour de 4% (O’Beirne-Ryan et al. 1990). Quelques clinopyroxènes ont aussi été retrouvés dans l’amphibolite de Bay of Islands, mais ceux-ci n’ont pas été présentés par rapport à la chimie minérale. Les clinopyroxènes étudiés dans l’amphibolite à grenat-cpx dans la Zone de Suture de Yarlung Zangbo peuvent être séparés en deux groupes (Guilmette et al. 2012). Le premier regroupe les grains de l’assemblage du pic métamorphique. Ces clinopyroxènes montrent une proportion en Al2O3 pouvant aller jusqu’à 9%. Les diopsides provenant des zones plus rétrogradées montrent une proportion en Al2O3 moins importante (Guilmette et al. 2012). Les clinopyroxènes de l’amphibolite à grenats de l’ophiolite Semail montrent des valeurs en Al2O3 pouvant atteindre 5,8% (Gnos et al. 1998). Selon Gnos et al. (1998), les diopsides provenant d’échantillon plus près du contact avec l’harzburgite sont plus riche en Al2O3 (contact supérieur). La composition des clinopyroxènes est en général relativement invariable, mis à part dans le contexte où les grains sont retrouvés près ou en contact avec des grenats. Dans ce cas, on peut remarquer une légère réduction du ratio Fe/Mg dans la bordure du grain (Hacker et Mosenfelder, 1996).
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Dans la région du Mont Albert, on peut apercevoir à la fois une abondance plus importante en grenat au contact avec les péridotites, mais aussi une distribution intercalée de couches à grenats et de couches sans grenat (O’Beirne-Ryan et al. 1990). La présence d’une alternance de couches avec et sans grenat suggèrerait fortement, selon O’Beirne-Ryan et al. (1990), que cette distribution serait attribuable à la composition (ratio plus élevé du FeO/Al2O3) des fluides métasomatiques circulant que par la proximité du contact avec les péridotites. La présence de plis pourrait aussi avoir causé cette alternance de bandes de composition minéralogiques différentes. Les grenats provenant de la semelle de la Zone de Suture de Yarlung Zangbo montrent une composition variable de Alm38-56 Prp09-29 Grs16-33 And01-03 Sp01-07. Quelques échantillons ont montré une zonation de la bordure montrant un enrichissement de la composante pyrope. Cependant, un autre échantillon a aussi montré un petit appauvrissement de cette composante (Guilmette et al. 2012). Dans la plupart des semelles, comme dans le cas de l’amphibolite de Semail, les grenats semblent être concentrés près du contact avec la péridotite (Hacker et Mosenfelder, 1996; Ishikawa et al. 2005). Ceux-ci, variables dans leurs compositions, sont parfois légèrement zonés, témoins d’une homogénéisation par diffusion à température très élevée. Des grains peuvent parfois montrer une augmentation de la concentration en Fe et/ou en Mn et un appauvrissement en Mg ce qui suggère une modification tardive de la composition par un échange ou un transfert d’éléments au sein du minéral. Lorsque les grains de grenats sont en contact avec des grains de clinopyroxènes une zonation témoignant des échanges d’ions Fe et Mg est fréquente et perceptible (Hacker et Mosenfelder, 1996). Les grenats de la semelle de Semail montrent une composition moyenne de Alm50 Prp30 Grs15 Sp5 (Gnos et al. 1998). La présence de diopside pourrait induire une composante plus importante en grossulaire dans certains grains (Gnos et al. 1998).
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1.10 Géochimie des semelles
1.10.1 Éléments majeurs et mineurs
La composition en éléments majeurs et en éléments traces des semelles dynamothermales est déterminée, d’une part par la nature du protolithe de celles-ci, mais aussi selon différents paramètres tels que la circulation de fluides enrichis en certains éléments associés aux processus d’hydrothermalisme et de métasomatisme (Malpas, 1979; Guilmette et al. 2009; 2012). De plus, un hydrothermalisme intense dans le bassin océanique, précédant les évènements d’obduction, peut affecter la composition en éléments majeurs des semelles formées. Le Si, le Fe et le Mg sont plus facilement mobilisés lors d’un ratio élevé fluide/roche (Pearce, 1976; Farahat, 2011; Guilmette et al. 2009). Il est cependant à prendre en considération le fait qu’il est potentiellement risqué d’utiliser les éléments majeurs afin de caractériser le protolithe des roches métamorphiques compte tenu de la forte mobilité de la plupart de ces éléments durant le métamorphisme prograde et rétrograde (Guilmette et al. 2009; Lazaro et al. 2013). La mobilité de certains éléments majeurs tels que le Ca, Na et K peut être affectée par le métamorphisme du grade de schiste vert et d’amphibolite tandis que d’autres tels que Ti, Al, Mn et P restent immobiles (Guilmette et al. 2009; Farahat, 2011; Lazaro et al. 2013). L’étude de la géochimie des éléments majeurs et traces permet tout de même une première approche à la caractérisation d’un protolithe.
La semelle métamorphique du Mont Albert montre une géochimie en éléments majeurs concordant avec une certaine modification de la composition durant ou précédent le métamorphisme. Les échantillons avec et sans grenat semblent se séparer en deux groupes distincts. La majorité des échantillons semblent être de type gabbro tholéïtique océanique bien que ceux avec grenat montrent une composition plus élevée en FeO et une composition moins élevée en Al2O3 (O’Beirne-Ryan et al. 1990).
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La semelle de la Zone de Suture de Yarlung Zangbo montre aussi une composition en éléments majeurs témoignant de modifications géochimiques probablement causées par du métasomatisme précédent l’enfouissement de la séquence dans la zone de subduction (Guilmette et al. 2012). Ce métasomatisme pourrait avoir affecté la composante SiO2. L’étude de ratios d’éléments supposément moins mobiles, tels que le Mg#, a montré que les échantillons les plus intensément métasomatisés ont subi une certaine modification géochimique (Guilmette et al. 2012).
Peu d’étude géochimique ont été réalisée sur la semelle le l’ophiolite Semail. Selon Gnos (1998), cinq échantillons d’amphibolite sont de composition basaltique avec une variation importante en Al2O3, en MgO et en Na2O.
1.10.2 Éléments traces
L’étude des éléments traces est utile à la caractérisation de l’environnement géodynamique, du métamorphisme et du métasomatisme (Gartzos et al. 2009; Ishikawa et al. 2005; Guilmette et al. 2009; 2012). Le manque d’information géochimique sur les éléments traces a pendant longtemps été un obstacle à la détermination complète du protolithe et de l’environnement géodynamique de formation des protolithes des semelles métamorphiques, causé d’une part par les méthodes utilisées, mais aussi par le coût relié à l’utilisation des différentes techniques. Par exemple, la variation de certains éléments du groupe des LILE (large ion lithophile elements) tels que le Ba, Rb, K, Sr, peut représenter un échange dû au métasomatisme ou à l’altération hydrothermale et métamorphique puisque ce sont des éléments hautement mobiles dans ces environnements (Ishikawa et al. 2005; Wang et al. 2008; Gartzos et al. 2009). Plusieurs éléments tels que Ti, Zr, Y, La et Nb sont particulièrement intéressants à utiliser pour
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représenter l’évolution tectonique puisqu’ils sont plutôt immobiles durant le métamorphisme (Wang et al. 2008).
L’étude des éléments du groupe des terres-rares est indispensable compte tenu de l’information qu’il peut y être retrouvé. En effet, la variation de certains éléments peut permettre de déduire les différents processus qui ont eu lieu à la source de la formation du protolithe de la semelle. La confection de diagrammes normatifs des terres-rares et étendus permet ces études (Sun et Mcdonough, 1989). D’une part, un enrichissement des éléments légers des terres-rares (LREE) permet de discerner plus facilement le protolithe de la séquence. Par exemple, un diagramme des ETR montrant un patron en forme de U associé aux roches de type boninitique est produit par l’effet de la fusion partielle d’un manteau fortement appauvri et métasomatisé par des fluides de zone de subduction (Farahat, 2011). Farahat (2011) a aussi montré l’association entre la variabilité du motif des LREE d’une amphibolite et l’intensité de la fusion partielle de la source.
Peu d’études ont été réalisées au sujet des éléments traces sur la plupart des semelles métamorphiques amphibolitiques associées aux différents complexes ophiolitiques des Appalaches. La plupart des études géochimiques ayant été réalisées à partir des éléments majeurs, l’information obtenue sur le protolithe et l’environnement géodynamique est dans plusieurs cas déficiente. L’étude des éléments traces a permis de caractériser du point de vue de l’environnement géodynamique l’amphibolite associée au complexe de Guira de Jauco dans l’est de Cuba et déterminer son association avec un MORB (Mid-Ocean-Ridge-Basalts) formé en environnement de suprasubduction. Cette affirmation est basée, entre autres, sur des concentrations anomaliques spécifiques d’éléments traces tels que l’Eu, Nb, Ta, les HFSE, LREE et HREE (Lázaro et al. 2013).
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Les études en éléments traces sur la semelle de la Zone de Suture de Yarlung Zangbo ont aussi permis de mieux définir l’environnement géodynamique dans lequel a été formé le protolithe de la semelle (Guilmette et al. 2012). L’étude des ETR montre qu’il n’y a pas de variation en ces éléments entre les échantillons fortement métasomatisés et ceux non-métasomatisés. Il est possible d’en déduire que le métasomatisme a affecté au même degré toute la séquence et considérant que les ETR ne sont pas mobilisés, le contenu en ETR serait donc représentatif de l’histoire magmatique du protolithe. L’appauvrissement observé en terre-rare légères est caractéristique des roches de type N-MORB. La variation positive d’éléments traces tels que le Nb et le Zr dans certains échantillons pourrait être causée par l’influence d’un panache mantélique ou d’un point chaud (Guilmette et al. 2012). Pour d’autres échantillons, une anomalie négative en Ta, en Nb ainsi qu’en Ti, couplée à une anomalie négative en LREE pourraient témoigner en faveur d’un environnement de zone de suprasubduction (Guilmette et al. 2009). Cependant, encore une fois, il faut prendre en considération lors de l’étude de l’environnent géodynamique du protolithe de la semelle que le métasomatisme intense durant la phase rétrograde pourrait avoir affecté la composition en éléments traces (Guilmette et al. 2012).
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Chapitre 2: Article scientifique
Igneous petrology of the metamorphic sole at Belmina
Ridge, Thetford Mines Ophiolite Complex, (TMOC),
Canada
Introduction à l’article
L’article scientifique de ce chapitre sera soumis en 2015 au journal Lithos de Elsevier. Cet article est présentement sous révision en vue d’une future publication. Le premier auteur de cet article est Jean-Daniel Fortin Rhéaume, étudiant à la maîtrise en science de la Terre et auteur de ce mémoire. Le deuxième auteur est Réjean Hébert, directeur de ce projet de maîtrise, directeur de la recherche du secteur minéral du Centre de technologie minérale et de plasturgie de Thetford Mines et professeur associé du département de géologie et de génie géologique de l’université Laval. Le troisième auteur est Carl Guilmette, professeur adjoint du département de géologie et de génie géologique de l’université Laval. Le quatrième auteur est Jaroslav Dostal, professeur au département de géologie de l’université St-Mary’s à Halifax.
Cet article débutera par une présentation du contexte géologique, de la pétrographie et de la nomenclature des différents minéraux retrouvés dans l’amphibolite de la Colline de Belmina. Le cœur de cet article portera sur la géochimie en éléments traces et les différentes anomalies en éléments traces mobiles et immobiles. La discussion et la conclusion porteront sur l’application de ces différentes anomalies en lien avec une discrimination géodynamique. Deux analogues modernes possiblement représentatifs de la formation d’une telle séquence seront présentés.
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Igneous petrology of the metamorphic sole at Belmina
Ridge, Thetford Mines Ophiolite Complex, (TMOC),
Canada
Fortin-R., J-D*a; Hébert, R.b, Guilmette, C.a, Dostal, J.caDépartement de géologie et de génie géologique, Université Laval, Québec, Qc., Canada, G1K 7P4
bCentre de Technologie Minérale et de Plasturgie, Thetford Mines, Qc., Canada, G6G 1N1
cDepartment of Geology, Saint Mary's University, Halifax, NS,Canada, B3H 3C3
*Corresponding author. Tel.:1-418-656-2131 # 12710 E-mail address: jean-daniel.fortin-rheaume.1@ulaval.ca
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Abstract
Belmina Ridge, western part of mantle section of TMOC in Quebec Appalachians, is located around 120 kilometers south of Quebec City. By studying the 800 m thick amphibolitic sole associated to the obduction of an ophiolitic complex underlying this part of the complex, we intend to determine the protolith of this metamorphic sequence and the geodynamic environment in which the ancient oceanic basin has evolved during closure of Iapetus proto-ocean. Some minerals, such as chlorite, are interpreted as retrograde minerals formed during exhumation of the sole. On the other hand, minerals like hornblende, garnet, clinopyroxene, etc., are mostly prograde and show a strong metamorphosed texture formed during early stage of subduction before exhumation. Twenty-two thin sections analyzed by microprobe have proven presence of mineral zonations in amphiboles and garnets interpreted as results of internal diffusion during prograde evolution. Some thin sections might show small partial melt textures around some grains. Thirty-three geochemistry analyses based on major and minor elements show geochemical attributes of primitive basalts and picro-basalts of the Low-K tholeiitic series. Based on discrimination diagrams, some amphibolites show a similar REE patterns to E-MORB involving possibly OIB enrichment. Such enrichments of LREE values are also easily recognized in most REE patterns. LREE range from 6x rock/C1 to more than 100x rock/C1 with a (La/Sm)Nc1 ratio around 0,8 to more than 3,5 characteristic of T-MORB to in excess of E-MORB values. Extended-spider diagrams normalized to primitive mantle show that most of the samples have little Nb-Ta positive anomalies that could be characteristic of OIB contamination and strong Zr-Hf negative anomalies that could correspond to specific mineral composition of the source. Preliminary geodynamic model, could involve thickened OIB-modified arc crust generating typical OIB highs such as seamounts or aseismic ridge that could perturbate plate subduction and control the exhumation of the sole.
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2.1 Introduction
Suprasubduction-zone (SSZ) type ophiolites are interpreted as onland remnants of oceanic lithosphere having initially formed in the extending upper plate of a subduction zone. They are characterized by a Penrose-type structural architecture and may show MORB-IAT-Boninitic geochemical crustal (Dilek and Furnes, 2011). Suprasubduction-zone forearc ophiolites result from oceanic crust generation during the closure of ocean basins and mark major subduction initiation events (Dilek and Furnes, 2010; Pearce and Robinson, 2010; Dilek and Furnes, 2011). Most of the classical ophiolite complexes like Troodos, Oman and Bay of Islands ophiolitic complexes, are of SSZ type (Casey et al. 1985; Dilek et al. 1990; Dilek and Furnes, 2009; Dewey and Casey, 2013). The idealized rock sequences may contain, from top to bottom, abyssal sediments like radiolarian cherts, pillow lavas, a sheeted dike complex, some massive gabbro and felsic intrusives, layered series of mafic and ultramafic cumulate rocks, ultramafic tectonites with pods of dunites and chromites, and a metamorphic sole in thrust contact with continental metasediments and sometimes crystalline basement. This complete sequence is rarely found, only parts of it can be mostly recognized on field outcrops.
This paper will be based on the study of a metamorphic sole sequence, part of an ophiolite complex. Metamorphic soles are studied for the geodynamical information that they can keep about age of the ophiolite formation, cooling and exhumation. Metamorphic soles studies are also important for the geochemical information that they can keep about the origin of the sequence. Most of previous works done on metamorphic soles from the Appalachian Mountains include petrography, dating and thermobarometry (Feininger, 1981; Clague et al. 1981; Lux, 1986; O’Beirne-Ryan et al. 1990; Tremblay, 2011; De Souza et al. 2012). By now, it is well known that metamorphic sole sequences are often formed in suprasubuction zone (SSZ) environment. Working on a trace elements geochemical basis, with new analytical techniques that were not available thirty years ago, could bring new information on
