LES DYKES SPHÉROLITIQUES ARCHÉENS DE LA MINE
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LES DYKES SPHÉROLITIQUES ARCHÉENS DE LA MINE BOUCHARD-HÉBERT, ABITIBI Par Mylaine Pilote Mémoire présenté dans le cadre du cours de Projet de fin d’études (6GLG604) Université du Québec à Chicoutimi Avril 2008 Résumé Les dykes sont généralement le résultat de plusieurs événements de déformation qui peuvent être causée par différentes concentrations de contraintes et de déplacement générés par des chargements hétérogènes et anisotropes de la croûte. Les dykes peuvent ainsi aider à retracer l’histoire géologique des différentes contraintes qu’a subit un secteur en particulier. La zone étudiée, dans le cadre de ce projet de fin d’étude, était située dans le secteur de Mobrun, qui est à proximité village de Saint-Joseph de Cléricy. Les affleurements étaient plus précisément situé sur le terrain de la mine Bouchard-Hébert, appartenant à Ressources Breakwater Ltée, et ils étaient situés à environ 1 à 2 kilomètres du site de la mine. La principale problématique de ce projet était de relier les différents éléments qui composent le dyke avec le système de zone en extension, l’importance des volcans dans sa formation et qu’est-ce que signifie la présence de ce dyke dans ce secteur? Par conséquent, le principal objectif de ce projet était de déterminer le mode de formation de ce dyke. Au cours de l’étude, la cartographie de deux affleurements, sur lesquels ont retrouvait la présence du dyke sphérolitique, a été effectuée avec une prise d’échantillon dispersé un peu partout sur les deux affleurements. Ces échantillons ont permis d’effectuer une étude pétrographique du dyke dans les secteurs cartographiés. Par conséquent, l’explication de la géométrie d’un dyke sera abordé, ainsi que la description des différents éléments de compréhension qui ont été observé sur les deux affleurements cartographiés et sur les différentes lames minces obtenues des échantillons pris sur le terrain. II Table des matières Résumé ...................................................................................................................................... II Table des matières .................................................................................................................... III Liste des figures ....................................................................................................................... IV 1. Introduction ............................................................................................................................ 1 2. Contexte géologique ............................................................................................................... 2 2.1 La ceinture de roches vertes de l’Abitibi ......................................................................... 2 2.2 Complexe de la caldera du Blake River ........................................................................... 3 2.3 Géologie locale du secteur de Mobrun ............................................................................. 6 3. Description du dyke ............................................................................................................... 8 3.1 Formation générale du dyke ............................................................................................. 8 3.2 Caractéristiques physiques de la zone d’étude ................................................................. 9 3.2.1 Géométrie générale ................................................................................................. 10 3.2.2 Zone de trempe ........................................................................................................ 10 3.2.3 Joints colonnaires .................................................................................................... 12 3.2.4 Sphérolites mégascopiques ..................................................................................... 14 3.2.5 Résultats de la cartographie ..................................................................................... 15 3.3 Description pétrographique ............................................................................................ 16 3.3.1 Structure générale d’une sphérolite ......................................................................... 16 3.3.2 Textures particulières dans les sphérolites .............................................................. 18 3.3.3 Matrice et phénocristaux ......................................................................................... 20 3.3.4 Zone de trempe (vue microscopique) ...................................................................... 21 4. Discussion ............................................................................................................................ 22 5. Conclusion ............................................................................................................................ 24 Bibliographie ............................................................................................................................ 25 Annexe 1 .................................................................................................................................. 26 III Liste des figures Figure 1 : Géologie générale de la ceinture de roches vertes de l’Abitibi qui illustre les zones volcaniques nord et sud. La distribution des unités lithologiques est indiquée sur les diagrammes en pointes de tarte. Tiré de Mueller (communication personnelle). ...................... 3 Figure 2 : Géologie générale du complexe de la méga caldera de Blake River avec des dykes mafiques circulaires et l’anneau de failles qui délimite la principale méga caldera de Misema (1). Les calderas de New Senator (2) et de Noranda (3) représentent des événements subséquents dans la formation de la caldera. Tiré de Mueller et Corcoran (2007). ................... 4 Figure 3 : Caldera de Las Cañadas situé sur l’île de Tenerife dans les Îles Canaries. Avec le volcan El Teide. Tiré de www.swisseduc.ch/.../perm/ten/geology-it.html. ............................... 5 Figure 4 : Mode de formation d'un dyke. Tiré de www.nature.com/.../v442/n7100/full/442251a.html. ................................................................. 8 Figure 5 : Géométrie générale: A) Zone de trempe; B) Joints colonnaires; C) Sphérolites..... 10 Figure 6 : Zone de trempe au contact avec la roche encaissante qui est un dépôt volcanoclastique felsique bréchifié .......................................................................................... 11 Figure 7 : Joints colonnaires de l'affleurement BH Sud ........................................................... 13 Figure 8 : Vue en coupe des colonnades .................................................................................. 13 Figure 9 : Sphérolites mégascopiques ...................................................................................... 14 Figure 10 : Contact entre deux phases avec zone de trempe (écoulement laminaire) et sphérolites plus fins en bas; et sphérolites plus grossiers en haut ............................................ 15 Figure 11 : A) Structure typique d'un sphérolite circulaire; B) Sphérolite de forme elliptique avec un noyau allongé; C) Sphérolite avec plusieurs noyaux .................................................. 18 Figure 12 : A) Texture micro-ophitique; B) Texture myrmékitique (plumose); C) Texture en coalescence ............................................................................................................................... 19 Figure 13 : A) Matrice de quartz non altérée; B) Matrice de carbonate altérée ....................... 21 Figure 14 : Écoulement laminaire d'une zone de trempe ......................................................... 22 IV 1. Introduction Depuis sa formation, la Terre est sujette à de grandes forces internes. Ces forces sont principalement observables par la dérive des continents et les différentes éruptions volcaniques. Les différentes contraintes engendrées peuvent entraîner la formation de zones en compression ou encore de zones en extension. D’une manière plus locale, les zones dites en extension sont généralement observables par la présence de dykes. La surface de déformation lors de la mise en place de dykes peut être le résultat très complexe d’une concentration de contraintes et de déplacements générés par chargement hétérogène et anisotropique de la croûte (Gudmundsson, 2005). Les dykes aident ainsi à retracer l’histoire des différentes contraintes qu’a subi un secteur en particulier. Le système de dykes sphérolitiques, qui sera décrit dans le présent rapport, se situe à proximité de la mine Bouchard-Hébert situé près du village de St-Joseph-de-Cléricy, dans le secteur de Mobrun en Abitibi. La principale problématique de cette étude est de relier les différents éléments qui composent le système de dyke avec un système de zone en extension; et également de déterminer ce que signifie la présence d’un de ces dykes dans le secteur de Mobrun. C’est pourquoi l’objectif premier de cette étude est de déterminer le mode de formation de ce système de dykes sphérolitiques par l’étude détaillée d’un des dykes de ce secteur. Ceci permettra peut-être d’associer sa formation avec d’autres évènements qui se sont produits aux alentours de la Mine Bouchard-Hébert, entre autres avec les évènements ayant permis la formation de la mine elle-même. Dans le présent texte, il y aura une description géologique du secteur qui sera faite a plusieurs échelles, soit la description générale de l’Abitibi avec la zone volcanique sud, la description du complexe de la caldera du Groupe de Blake River et une description locale du secteur de Mobrun où se trouve le système de dykes sphérolitiques. Deuxièmement, il sera question de la description sur le terrain et de la description pétrographique d’un de ces dykes. Pour terminer, il s’agira de montrer comment les différents éléments observés peuvent aider à expliquer le passage d’autres fluides dans le secteur. 1 2. Contexte géologique 2.1 La ceinture de roches vertes de l’Abitibi La ceinture de roches vertes de l’Abitibi, dont les dimensions sont de 300 x 700 km, se situe dans la province du Supérieur au Canada et elle est la plus large ceinture de roches vertes au monde (Mueller et Corcoran, 2007). Son orientation Est-ouest est compatible avec une évolution de deux arcs océaniques avec une amorce de formation d’arc, d’évolution d’arc, de collision arc-arc et de fragmentation d’arc (Mueller and Corcoran, 2007). Par conséquent, la théorie des plaques tectoniques a été acceptée comme mécanisme de formation et de déformation de la ceinture archéenne de roches vertes, mais l’activité des plumes dans le processus de formation des séquences de basalte de type tholéiitique komatiite demeure importante (Daigneault et al., 2004). Cette ceinture est également divisée en deux zones volcaniques Nord (NVZ) et Sud (SVZ) (Mueller et Corcoran, 2007). Ces dernières sont séparées par la zone de faille Destor-Porcupine-Manneville et interprétées comme étant deux terranes d’arc océanique accrétées (Mueller et Corcoran, 2007; Figure 1). La division stratigraphique entre ces deux zones volcaniques est basée sur la nature des séquences volcano-sédimentaires (Mueller et Corcoran, 2007). Quatre cycles, sédimentaires et volcaniques, ont été observés. Ces derniersauraient un intervalle approximatif de 65 millions d’années entre les deux, ce qui représenterait les différentes étapes de l’évolution de l’arc et de la collision de l’arc (Mueller et Corcoran, 2007). Le segment du Blake River, situé à l’Ouest dans la zone volcanique sud, est considéré comme étant un arc d’île océanique (Daigneault et al., 2004). Il est composé de basalte tholéiitique et de roches calc-alcalines volcaniques mafiques à felsiques (Daigneault et al., 2004). Tandis que le complexe Est du segment de Malartic est composé de basaltes komatiitiques à tholéiitique et de roches calc-alcaline andésitiques à felsiques (Daigneault et al., 2004). Le troisième cycle volcanique de cette zone est principalement caractérisé par le complexe de caldera du Blake River et la séquence Est de Malartic, qui est un arc de plateau volcanique (Mueller et Corcoran, 2007). Également, la zone volcanique sud a subi différents styles de déformation au cours des âges. 2 Figure 1 : Géologie générale de la ceinture de roches vertes de l’Abitibi qui illustre les zones volcaniques nord et sud. La distribution des unités lithologiques est indiquée sur les diagrammes en pointes de tarte. Tiré de Mueller (communication personnelle). L’histoire de la déformation est divisée en deux évènements importants qui sont concentrés le long des limites des terranes (Daigneault et al., 2004). Ces limites sont au nord, la zone de faille de Destor-Porcupine-Manneville et au sud, la zone de faille de CadillacLarder-Lake (Daigneault et al., 2004). Également, le plissement isoclinal et la proéminence est-ouest de l’amorce de foliations sont dus au raccourcissement horizontal nord-sud, qui affecte les deux segments de la zone volcanique sud (Daigneault et al., 2004). Dans le cas du segment du Blake River, les tensions dans le domaine central sont relativement faibles, tandis qu’à la marge, il y a des zones à très haute tension (Daigneault et al., 2004). Également, Daigneault et al. (2004) montre que le synchronisme des nombreux évènements de déformation démontre une évolution diachronique complexe de la ceinture, mais ceci montre aussi que les éléments de certains évènements de déformation peuvent seulement être identifiés localement. 2.2 Complexe de la caldera du Blake River Une caldera est une structure volcanique d’effondrement dont le diamètre varie et où la dépression centrale contient généralement un dôme résurgent (Mueller et al., 2004). Une caldera est formée par (1) une violente explosion, (2) une évacuation effusive continue d’une chambre magmatique supérieure, et/ou (3) d’une migration latérale du magma (Mueller et 3 Corcoran, 2007). Les différents types de caldera sont en fonction du mécanisme d’effondrement et de la profondeur de la chambre magmatique (Mueller et Corcoran, 2007). Le complexe du Blake River (Figure 2) est une méga caldera sous-marine de 3000 km2 (Mueller et Corcoran, 2007). Le groupe du Blake River est subdivisé en deux sous-groupes qui sont ceux de Misema et Noranda (Mueller et Corcoran, 2007). Le sous-groupe le plus ancien est principalement composé de roches volcaniques tholéiitiques basaltiques à andésitiques et ce dernier contient, en plus des roches tholéiitiques, des roches calc-alcalines (Mueller et Corcoran, 2007). Ces roches volcaniques et sédimentaires bordent le groupe du Blake River et les différents contacts qui le délimitent sont associés à un système de failles important (Ressources Breakwater Ltée, Rapport de forage, février 2007). Figure 2 : Géologie générale du complexe de la méga caldera de Blake River avec des dykes mafiques circulaires et l’anneau de failles qui délimite la principale méga caldera de Misema (1). Les calderas de New Senator (2) et de Noranda (3) représentent des événements subséquents dans la formation de la caldera. Tiré de Mueller et Corcoran (2007). Selon Pearson (2005) et Daigneault et Pearson (2006), il y aurait la présence de trois évènements majeurs de formation de caldera dans le groupe du Blake River. Le premier évènement, survenu il y a 2703-2707 Ma, aurait entraîné la formation de la mégacaldera de Misema dont la dimension est de 40x80 km et l’orientation générale des structures est EstOuest. Le deuxième évènement, tant qu’à lui, serait survenu juste après ce qui veut dire il y a 2700-2703 Ma et aurait entraîné la formation de la caldera de New Senator, dont la dimension est de 15x30 km et dont les structures ont une tendance Nord-Ouest. Pour ce qui est du troisième et dernier évènement, il se serait produit il y a environ 2696-2700 Ma et aurait 4 entraîné la formation de la caldera de Noranda dont la dimension est de 15x20 km. Dans cette dernière caldera, il y a également la présence de nombreuses failles synvolcaniques où l’orientation générale des structures est Est-Nord-Est et elles auraient affectées la géométrie et le volcanisme de l’édifice entraînant ainsi l’effondrement de la chambre volcanique et créant la caldera (Mueller et Corcoran, 2007). La géométrie de ce complexe de caldera est comparable à des événements plus récents comme celui du chevauchement de la caldera de Las Cañadas (Figure 3) et les calderas emboîtées du champ de Campi Flegrei à Naples (Mueller et Corcoran, 2007). Figure 3 : Caldera de Las Cañadas situé sur l’île de Tenerife dans les Îles Canaries. Avec le volcan El Teide. Tiré de www.swisseduc.ch/.../perm/ten/geology-it.html. La caldera de Misema, qui a été mentionnée précédemment, est la plus grande des calderas du complexe du Blake River. Sa structure est définie par un double anneau de faille (Mueller et Corcoran, 2007). En général, les volcans d’arc (ex. Ambryum, Vanuatu) ou d’île océanique (ex. Tenerife, Îles Canaries) sont impliqués dans la phase de formation du bouclier initial. Le groupe du Blake River n’est pas une exception et a été construit par au moins deux volcans boucliers, lesquels sont à la base de la formation de la caldera de Misema (Mueller et Corcoran, 2007). Les dykes mafiques de composition gabbroïque et dioritique ont été introduit le long de la structure de l’anneau majeur et ils définissent la structure de la marge 5 de la caldera (Mueller et Corcoran, 2007). La mine Bouchard-Hébert est située dans le NordEst du groupe du Blake River, ce qui signifie qu’elle se trouve dans la caldera de Misema. Dans ce secteur, il y a également la présence de deux failles ayant une orientation Nord-ouest et se trouvant de chaque côté du secteur dans lequel se trouvait la zone étudiée. 2.3 Géologie locale du secteur de Mobrun Le terrain d’étude se trouvait plus précisément dans le secteur de Mobrun où il y a le village de Saint-Joseph-de-Cléricy (Voir Carte 1 en annexe). Cette zone est caractérisée par la présence d’une séquence volcanique dont l’orientation générale du S0 est NW-SE. Cette séquence volcanique représente une succession de laves felsiques et de laves mafiques recoupées par une série de dykes felsiques aphanitiques ayant une orientation NNW (Pilote, 2007). Selon les endroits dans le secteur, les laves felsiques sont massives à brèchiques avec généralement de l’écoulement laminaire et des brèches autoclastiques par endroits. Dans le cas des laves mafiques, elles sont massives, coussinées et parfois brèchiques avec de la hyaloclastite (Pilote, 2007). Cette séquence volcanique montre une polarité NNE (Pilote, 2007). Également, les faciès ayant été observés dans la carrière B.H., et ceux de l’affleurement situé plus au Nord sont similaires, ce qui permet, par conséquent, de les corréler latéralement (Pilote, 2007). La large bande de dyke sphérolitique, recoupant la séquence volcanique, a pu être suivie du Sud de la carrière B.H. près des bassins, jusqu’à la ligne de transmission située à l’Ouest du site de la mine Bouchard-Hébert (Pilote, 2007). Près de la ligne de transmission, cette large bande de dyke sphérolitique felsique est seulement visible sur les affleurements au Sud de celle-ci, mais n’est plus observée plus au Nord. Également, à la base de la séquence, il est possible d’observer une unité felsique composée de lobes et de coulées felsiques aphanitiques sphérolitiques. À cet endroit, les sphérolites dans ces laves sont généralement plus grossiers (parfois agglomérées) et plus déformées que celles observées dans les dykes sphérolitiques plus au Nord (Pilote, 2007). Lors de la cartographie des affleurements situés au Sud des bassins B.H., il a été possible d’observer la présence d’une séquence de lave mafique à la base, montrant une transition graduelle vers des laves felsiques sphérolitiques (Pilote, 2007). Cette transition est caractérisée par l'interstratification de coulées mafiques coussinées avec des coulées/lobes 6 felsiques massifs (Pilote, 2007). Cette interstratification est observable par la présence d’une multitude de dykes rhyolitiques aphanitiques sphérolitiques recoupant les coulées mafiques. Les dykes sphérolitiques présente à cet endroit sont beaucoup plus petits, soit environ 15 à 20 cm de large, plutôt que de former une large bande comme celui observable au Nord des bassins B.H. (Pilote, 2007). Par contre, ces petits dykes ont une orientation et des caractéristiques similaires à ceux situés plus au Nord, mais il n’y a pas la présence de joints colonnaires comme dans ceux au Nord. Les sphérolites présentes dans les petits dykes du Sud sont généralement plus grossiers (parfois agglomérées) et plus déformées que celles observées dans les dykes du Nord (Pilote, 2007). Il est également possible d’observer la présence de larges sphérolites (jusqu’à 2 cm de diamètre) en bordure de certains des petits dykes (Pilote, 2007). Au Sud de la route de Cléricy, un autre petit dyke rhyolitique sphérolitique aphanitique a pu être observé. Ce dernier recoupe une séquence volcanique se composant d’une succession de laves felsiques (massives à brèchiques avec écoulement laminaire et brèches autoclastiques) et de laves mafiques (massives, coussinées, brèchiques avec hyaloclastite), également recoupées par d’autres types de dykes felsiques et mafiques (Pilote, 2007). La polarité dans ce secteur est généralement vers le Sud-ouest (Pilote, 2007). Les différents contacts entre les unités mafiques et felsiques sont complexes et laisse croire qu’ils peuvent être influencés par un système de failles dont l’orientation est principalement d’environ 330350° (Pilote, 2007). Le dyke sphérolitique observé dans ce secteur ressemble à ceux observés dans le secteur de la Mine Bouchard-Hébert par la présence de sphérolites et de joints colonnaires. Celui-ci a également une épaisseur estimée variant de 20 m, au Nord, à 50 m, plus au Sud, et il a également une direction variable allant de Nord à Nord-nord-ouest (Pilote, 2007). 7 3. Description du dyke 3.1 Formation générale du dyke Un dyke se forme généralement lorsque la pression du magma devient plus grande que la contrainte perpendiculaire au dyke plus la résistance à la traction de la roche encaissante (Gudmundsson, 1984). Mais ceci est valable seulement sur un dyke étroit et continu. On suppose également que les dykes suivront le parcours demandant le moins de travail (principe de l’énergie minimal) (Gudmundsson, 1984). Le dyke va donc suivre le parcours à travers lequel la résistance in situ à la traction est minimale à condition que cette voie ne s’écarte pas beaucoup du plan perpendiculaire à la compression horizontale minimale (Gudmundsson, 1984). Ceci indique qu’une zone en extension favoriserait le passage des dykes, car celle-ci crée une zone de rift, entraînant la formation de fractures et permettant ainsi le passage du magma présent dans la chambre magmatique d’un volcan situé à proximité (Figure 4). Dans le cas présent, la zone en extension aurait été entraînée par l’effondrement ayant créé la caldera de Noranda. Cet effondrement aurait permis la formation des deux failles orientées Nordouest et qui sont situées de chaque côté du secteur où se trouve le terrain d’étude. Figure 4 : Mode de formation d'un dyke. Tiré de www.nature.com/.../v442/n7100/full/442251a.html. 8 Dans certains cas, comme dans le dyke de cette étude, il est possible qu’il y ait plusieurs rangées de joints colonnaires. Ceci peut être explicable par le fait qu’il y ait eu plusieurs pulsions de magma. Chaque pulsion aurait successivement divisé en deux la pulsion précédente pour ainsi prendre place et refroidir à son tour. Ce qui veut dire que les dykes ayant plus de deux rangées de colonnes sont susceptibles d’avoir été constitués en plusieurs impulsions de magma (Gudmundsson, 1984). Également, entre deux impulsions successives, la partie extérieure du dyke refroidit et forme des colonnes, mais l’impulsion suivante divise la plus vieille en deux (Gudmundsson, 1984). Cette division se produit généralement au centre, là où le matériel est encore liquide ou faiblement solidifié, sinon les pulsions auront besoin de la même force, pour s’injecter dans la roche encaissante, que pour s’injecter dans le première pulsion (Gudmundsson, 1984). Par contre, avant la deuxième pulsion, la première aura besoin de se solidifier suffisamment et former des colonnades, sinon la structure de ces dernières sera déformée par la pression de la seconde impulsion de magma (Gudmundsson, 1984). Le temps pour en arriver à la solidification complète du dyke est influencé par la demilargeur du dyke, d’un facteur sans dimension, et de la diffusivité thermal du magma solidifié et de la roche encaissante (Gudmundsson, 1984). 3.2 Caractéristiques physiques de la zone d’étude La zone d’étude était située à l’WSW du site de l’ancienne mine Bouchard-Hébert appartenant à Ressources Breakwater Ltée. Il s’agissait d’un dyke caractérisé par la présence de sphérolites et de joints colonnaires. Ce dyke était également aphanitique et il était possible d’observer la présence d’intrusions multiples à l’intérieur du dyke à l’aide des colonnades et de l’observation des contacts entre les différentes phases d’intrusion. Il a une largeur variant de 100 à 225m environ selon l’endroit dans le dyke. La direction d’écoulement générale, ayant été observée, est vers le NNW. Cette direction est explicable par l’orientation des joints colonnaires. Dans ceux-ci, il est possible d’observer un changement de direction à mesure que l’on s’éloigne de la bordure du dyke. Le dyke sphérolitique aphanitique s’est injecté dans une lave felsique qu’il a bréchifié lors de sa mise en place. La déformation, présente à l’intérieur du dyke étudié, a approximativement la même direction que la déformation régionale. Ceci signifie que ce système de dykes s’est mis en place avant que l’ensemble de la région ne soit déformé. 9 3.2.1 Géométrie générale Lors de la mise en place d’un dyke, généralement, il y a bréchification de la roche volcanique encaissante à proximité de la bordure du dyke et il y a formation d’une zone de trempe dans le dyke, également à proximité du contact (Figure 5A). Cette zone de trempe est principalement caractérisée par la présence d’écoulement laminaire qui est parallèle au contact. Dans le cas du dyke étudié dans le cadre de cette étude, au centre du dyke, il y a la présence de joints colonnaires (Figure 5B). Ces derniers indiquent qu’il y eu un refroidissement rapide pendant la formation du dyke. Les colonnades sont également généralement perpendiculaires au contact et à la zone de trempe, ce qui favorise la localisation du contact entre le dyke et la roche volcanique encaissante. Également situé dans le centre du dyke, et à l’intérieur des colonnades, il y a aussi la présence de sphérolites (Figure 5C). Ces dernières sont de petites masses sphériques dont la taille varie selon la formation du dyke. Les sphérolites vont être traitées plus en détail dans la partie « Description pétrogragphique » située un peu plus loin dans le texte. Figure 5 : Géométrie générale: A) Zone de trempe; B) Joints colonnaires; C) Sphérolites 3.2.2 Zone de trempe La zone de trempe est la partie du dyke ayant subi un refroidissement plus rapide que le reste du dyke. Cette solidification plus rapide permet de conserver certains éléments qui auraient été détruits autrement et elle est généralement située en bordure d’un contact, dans le 10 dyke. Elle est également caractérisée par la présence d’écoulement laminaire parallèle au contact. Cet écoulement est présent lors de la mise en place du dyke, et se solidifie au contact de la roche encaissante qui est plus froide que le magma du dyke qui est encore chaud. Également, étant donné que la roche encaissante est solidifiée, il y a bréchification de cette dernière. Car lors du passage du magma chaud, il détache des morceaux de la roche plus froide, pour ainsi former une brèche tout le long du contact avec le dyke. Celle-ci est caractéristique de la majorité des dykes et c’est également le cas pour le dyke de cette étude. Dans le dyke sphérolitique aphanitique étudié, il était également possible d’observer la zone de trempe par endroits (Figure 6). Celle-ci a été identifiée à l’aide de la présence d’écoulement laminaire dans le dyke et de la présence d’une zone de brèche dans la roche encaissante. Dans ce cas, pour la roche encaissante présente au contact nord, il s’agissait d’un dépôt de volcanoclastite felsique. Tandis que pour le contact sud du dyke, ce dernier est en contact avec une lave felsique aphanitique. Contact Écoulement laminaire Figure 6 : Zone de trempe au contact avec la roche encaissante qui est un dépôt volcanoclastique felsique bréchifié 11 3.2.3 Joints colonnaires Les joints colonnaires se développent perpendiculairement à la surface d’enveloppement du dyke, bref au contact, et reflète l’orientation de l’isotherme pendant le refroidissement (Dostal et Mueller, 1995). Une isotherme est une ligne où la température est constante et elle est principalement utilisée sur les graphiques pour faire le lien entre les différentes relations thermodynamiques, telles que les relations entre le volume et la pression à température constante. La présence de joints colonnaires est également un indicateur d’un refroidissement rapide. S’il y a variation dans le type de section à l’intérieur des joints colonnaires indiquant un changement dans l’orientation du front de refroidissement général, ceci peut avoir été causé par une présence de fracturation et une percolation subséquente de l’eau à l’intérieur du système (Dostal et Mueller, 1995). Dans le cas du dyke sphérolitique aphanitique étudié ici, il est principalement caractérisé par la présence de joints colonnaires (Figure 7). Ces colonnades ont généralement une dimension d’environ 8 à 15 cm de diamètre. Elles ont également une orientation générale vers l’ENE et elles ont aussi permis de déterminer une direction d’écoulement vers le NNW. Cet écoulement était observable par un léger changement de direction entre l’orientation présente en bordure du dyke, près du contact, où les joints colonnaires sont perpendiculaires à ce dernier. Tandis que lorsqu’on s’éloigne du contact et que l’on observe l’orientation des colonnades, il est possible de voir une légère tendance vers le NNW. Les joints colonnaires permettaient également d’observer la présence de plusieurs contacts à l’intérieur même du dyke. Ces contacts ont permis de déterminer que ce dyke a été formé par plusieurs impulsions de magma. Un autre élément caractéristique des joints colonnaires est la forme prismatique dans la vue en coupe. Dans le cas du dyke de la zone d’étude, il était plutôt difficile d’avoir une vue en coupe permettant de bien voir la forme prismatique des colonnades, étant donné la surface courbe de l’affleurement. Mais à certains endroits, dont un en particulier, il était possible d’observer une vue en coupe ayant une orientation permettent de voir assez bien les prismes des colonnades (Figure 8). Il y avait également la présence d’altération en bordure des joints entre les colonnes et celle-ci permettait de mieux distinguer le contour des prismes. 12 Figure 7 : Joints colonnaires de l'affleurement BH Sud Figure 8 : Vue en coupe des colonnades 13 3.2.4 Sphérolites mégascopiques Dans le dyke, il y a également la présence de sphérolites, ce qui est la particularité la plus importante de ce dyke. Sur l’affleurement, d’un point de vue mégascopique, les sphérolites ressemblent à petites masses sphériques dont la taille varie selon l’endroit dans le dyke. Dans le cas du dyke étudié, les sphérolites étaient d’environ 0,25 à 1,4 mm de diamètres (Figure 9). Les sphérolites sont également indicateur d’un refroidissement lent. Figure 9 : Sphérolites mégascopiques Comme il a été mentionné précédemment, il s’agit d’un dyke ayant été mis en place par intrusions multiples. Avec les colonnades, les sphérolites ont également permis de localiser les contacts présents entre les différentes intrusions. Ces contacts sont souvent observables par la présence d’une zone de trempe (Figure 10), soit d’écoulement laminaire, en bordure du contact dans la partie la plus jeune ayant recoupé l’autre. Tandis que dans la partie la plus vieille, il n’y a pas d’écoulement laminaire et les sphérolites sont plus grossiers que ceux présents dans la zone de trempe de la partie la plus jeune. Cette différence de taille est explicable par le fait qu’au centre du dyke, les sphérolites ont plus de temps pour croître. La première injection est ensuite recoupée une autre pulsion de magma, comme il a été expliqué précédemment. La deuxième injection refroidit plus rapidement en bordure, ne permettant pas 14 aux sphérolites de croître pour atteindre une taille aussi grande que pour celles situées plus au centre du l’injection. Figure 10 : Contact entre deux phases avec zone de trempe (écoulement laminaire) et sphérolites plus fins en bas; et sphérolites plus grossiers en haut 3.2.5 Résultats de la cartographie Au cours de l’étude, une cartographie de deux affleurements a été effectuée. L’affleurement BH Nord a été cartographié à l’échelle 1 : 500, tandis que l’affleurement BH Sud a été cartographié à l’échelle 1 : 100. Les principaux éléments ayant été observés et cartographiés sont les suivants : la taille des sphérolites; l’orientation des joints colonnaires; l’écoulement laminaire; les contacts entre les intrusions multiples et les bordures du dyke en contact avec la roche encaissante et la schistosité. La carte de l’affleurement BH Nord, où le résultat de la cartographie est observable sur la Carte 2 de l’annexe, permet d’observer le contact nord du dyke avec la roche encaissante qui est un dépôt volcanoclastique felsique. Tandis que la carte de l’affleurement BH Sud, où le résultat de la cartographie est observable sur la Carte 3 de l’annexe, permet d’observer, dans ce cas, le contact avec la roche encaissante qui est cette fois de la lave felsique aphanitique. 15 Sur les deux affleurements cartographiés, il est possible d’observer, dans le dyke, une plus grande concentration des plus petits sphérolites à proximité du contact entre ceux-ci et la roche encaissante. Comme mentionné précédemment, les joints colonnaires sont généralement perpendiculaires au contact, ce qui a entre autres permis de localiser la position de ce dernier. Mais lorsque l’on s’éloigne du contact, il est également possible d’observer que l’orientation des colonnades change légèrement pour tourner un peu vers le NNW. Ce changement de direction a permis de déterminer la direction d’écoulement qui est dans la même direction que la rotation des colonnades, soit vers le NNW. 3.3 Description pétrographique 3.3.1 Structure générale d’une sphérolite Le refroidissement rapide de silicate fondu produit du verre volcanique. Plus le refroidissement est lent, plus il peut permettre la nucléation et la croissance de cristaux dans le verre chaud, pour ainsi former des sphérolites, des lithophysae et des textures micropoecilitiques (Davis et McPhie, 1995). L’assemblage des sphérolites est le résultat de la dévitrification du verre perlitisé après le refroidissement initial, le plus probablement causé par l’hydratation, l’interaction avec les eaux souterraines et la température élevée (Davis et McPhie, 1995). Le terme « dévitrification » est utilisé pour décrire le processus de cristallisation à une température sous la température du solidus de la thermodynamique (Lofgren, 1971). Les perlites sont de petites boules ou perles vitreuses de quelques millimètres de diamètre. Également, la cristallisation du verre silicaté est provoquée si le verre est hydraté, s’il est en contact avec l’eau ou une solution alcaline et/ou s’il est chauffé (Davis et McPhie, 1995). Lorsque les sphérolites ont un petit diamètre, leurs petites tailles suggèrent que la température a chuté rapidement sous la température de transition du verre, ce qui est compatible avec un taux de refroidissement déduit de l’espacement étroit des fractures d’injection (Davis et McPhie, 1995). La dévitrification consiste également en la cristallisation radiale du feldspath potassique du centre vers l’extérieur à partir d’un noyau central. Les sphérolites cristallisent à une large étendue de température, environ entre 400 à 700°C, et à d’autres conditions de refroidissement du verre bien que la croissance soit considérablement gênée sous la température de transition du verre (Davis et McPhie, 1995). Le type et la 16 concentration de la solution présente au cours de la dévitrification a une influence plus importante, ou du moins tout aussi importante, que la pression et la température ont sur le taux de dévitrification et la texture (Lofgren, 1971). Également, en présence d’eau, la dévitrification peut se produire à des températures d’au moins 200°C inférieures à celle nécessaire dans des conditions de sécheresse et les expériences de Lofgren (1971), impliquant des solutions alcalines, aboutissent à des dévitrifications allant jusqu’à 240°C. Le prélèvement de plusieurs échantillons a été effectué un peu partout sur les deux affleurements BH Nord et Sud. Suite à cet échantillonnage, plusieurs lames minces ont été faites, ce qui a permis d’observer la structure réelle des sphérolites à l’échelle microscopique. Comme on peut le voir à la figure 11A, où il s’agit de la lame CP-121-07 en lumière polarisée, il s’agit de la forme typique d’une sphérolite avec le noyau au centre et la structure radiale dont la croissance a commencé au centre, à partir du noyau, pour aller vers l’extérieur. Pour cette sphérolite, le noyau est plutôt de forme arrondie, ce qui donne une forme circulaire en coupe. Mais il se peut que le noyau soit plutôt de forme allongée. Dans ce cas, la sphérolite aura une forme elliptique comme dans la figure 11B, où il s’agit de la lame CP-144-07 en lumière polarisée, et non une forme arrondie comme dans le cas de l’exemple précédent. S’il y avait beaucoup de microphénocristaux dans le secteur de la prise d’échantillon, il se peut également que la croissance d’un sphérolite s’effectue à partir de plusieurs noyaux. Ce phénomène se produit lorsqu’il y a présence de plusieurs phénocristaux près les uns des autres. La structure radiale croit à partir de chaque phénocristal pour ensuite les rattacher les uns aux autres et ensuite continuer la croissance tout autour de cet ensemble de noyaux, comme on peut le voir à la figure 11C, où il s’agit de la lame CP-125-07 en lumière polarisée. 17 A B C Figure 11 : A) Structure typique d'un sphérolite circulaire; B) Sphérolite de forme elliptique avec un noyau allongé; C) Sphérolite avec plusieurs noyaux 3.3.2 Textures particulières dans les sphérolites Dans les différents échantillons prélevés à plusieurs endroits sur les deux affleurements cartographiés, il a été possible d’observer plusieurs textures différentes à l’intérieur des sphérolites présentes dans les lames minces selon l’endroit. La première texture observable dans les sphérolites, est une texture micro-ophitique. Cette texture est caractérisée par un agencement de cristaux de plagioclase non jointifs englobés par un plus gros cristal, où dans le cas ici présent, il s’agit des sphérolites. Également dans le cas présent, cette texture peut être observée lorsqu’il y a croissance à partir d’un ou de plusieurs noyaux, comme il a été expliqué précédemment. Car même si la croissance s’effectue à partir des phénocristaux, ils sont englobés dans la sphérolite. Donc, il est possible de voir un autre exemple de la texture micro-ophitique à la figure 12A. Sur cette figure, il est question de l’échantillon CP-145-07 en lumière polarisée. 18 Une autre texture visible dans les sphérolites, est une texture myrmékitique, aussi appelé texture en plumose. Il s’agit d’une texture d’exsolution, où dans le cas présent, il s’agit de veinules d’albite dans une matrice feldspathique. Elle correspond au passage d’un cristal homogène, correspondant à une solution solide, à un assemblage hétérogène polyminéral. Comme par exemple, une solution solide à 60% orthose et 40% albite cristallise à haute température en donnant un cristal homogène, qui à basse température donnera un cristal hétérogène à matrice d’orthose contenant des veinules et des taches d’albite. Dans le cas présent, le patron de l’exsolution est en forme de plume, car cette exsolution se fait de l’intérieur vers l’extérieur, donc dans le même sens que la croissance de la sphérolite. Un exemple de ce type de texture est la figure 12B qui correspond à l’échantillon CP-214-07 en lumière polarisée, pour mieux voir la distinction entre la matrice et les veinules qui auront une direction d’extinction différente. A B C Figure 12 : A) Texture micro-ophitique; B) Texture myrmékitique (plumose); C) Texture en coalescence 19 La dernière texture observable uniquement dans les sphérolites est la coalescence. La coalescence est la soudure de deux surfaces en contact. Ce qui signifie que pour cette texture, il s’agit d’une amalgamation entre deux ou plusieurs sphérolites produites lors de la croissance de ces dernières. Elle est principalement causée par le faible espacement entre les noyaux ayant subi la croissance d’une structure radiale. Par endroits, on aurait même l’impression qu’il s’agit d’une seule sphérolite, mais en regardant attentivement, il est possible de voir qu’il y a en fait la présence de plusieurs sphères semi-circulaires soudées ensemble. Dans d’autres cas, comme dans celui de la figure 12C (échantillon CP-04-07, en lumière polarisée), il est possible de bien faire la distinction entre les deux. La différence entre cette texture et une sphérolite à noyaux multiples, est que dans le cas d’une sphérolite à noyaux multiples, les phénocristaux de croissance sont plus rapprochés comparativement au cas de la coalescence. Par conséquent, la soudure entre les croissances, s’effectuant à partir des différents noyaux, se fait beaucoup plus tôt et, par conséquent, ceci ne forme qu’une seule sphérolite mais à plusieurs noyaux. 3.3.3 Matrice et phénocristaux En plus des textures présentes dans les sphérolites, il a également été possible d’observer une texture qui est revenue dans tous les échantillons. Il y a donc la même texture caractéristique dans l’ensemble des affleurements. Cette texture observée est microporphyrique. Cette dernière est caractérisée par la présence de microphénocristaux de plagioclase dans une matrice microlitique de composition plus ou moins similaire. Dans le cas présent, la composition des phénocristaux varie d’un échantillon à l’autre et le pourcentage varie également entre les échantillons. Il s’agissait principalement de feldspath, soit de plagioclase, et de quartz. Mais par endroits, il était également possible d’observer la présence de phénocristaux de carbonate, remarquables par leurs formes rhomboédriques caractéristiques et leurs pléochroïsme de relief en lumière naturelle dans les lames minces. Dans les lames minces de quelques échantillons, il a également été possible d’observer la présence de phénocristaux de pyrite caractérisés par leur forme cubique typique à la pyrite. Il a également été possible d’observer une différence dans la composition de la matrice. La première matrice observable est une matrice non altérée qui, par conséquent, est principalement composée de quartz, comme il est possible de la voir à figure 13A, où il s’agit de l’échantillon CP-205-07 en lumière polarisée. Tandis que dans le cas de la deuxième 20 matrice observable, il s’agit d’une matrice ayant subi une altération en carbonate. Cette dernière est entre autres observable dans l’échantillon CP-144-07 en lumière polarisée. Ce type d’altération est également un indicateur du passage de fluides hydrothermaux. A B Figure 13 : A) Matrice de quartz non altérée; B) Matrice de carbonate altérée 3.3.4 Zone de trempe (vue microscopique) Précédemment, il a été question, dans la description générale du dyke, des zones de trempe situées en bordure du dyke. Également, comme mentionné, cette zone est caractérisée par la présence d’écoulement dans le dyke. Il a été possible d’échantillonner un secteur en bordure, où il y avait la présence de cet élément important dans la géométrie d’un dyke. À partir de cet échantillon, une lame mince a été faite et il a été possible d’observer cet écoulement laminaire d’un point de vue microscopique. À la figure 14, où il s’agit de l’échantillon CP-209-07 en lumière naturelle, il est possible de voir, dans cet échantillon, que la présence de sphérolites n’était pas observable. Ceci est dû à un écoulement trop important et une vitesse de refroidissement trop rapide pour ainsi permettre la croissance des sphérolites. Dans cet échantillon, il est également possible de voir, en plus de l’écoulement laminaire, la présence de phénocristaux de carbonate ainsi que la présence de vésicules de quartz. Ces vésicules indiquent qu’il y avait un relâchement de gaz dans le magma lors du refroidissement, qui devait être rapide étant donné qu’il n’y a pas de sphérolites visibles dans ce secteur. 21 Figure 14 : Écoulement laminaire d'une zone de trempe 4. Discussion Le système de dyke rhyolitique sphérolitique aphanitique, décrit précédemment tout au long du texte, a été formé dans une zone en extension. Cette zone d’extension aurait été formée lors de l’effondrement de la caldera de Noranda, qui est la plus jeune des trois mégacalderas présentes dans le complexe du Blake River. Cet effondrement aurait entraîné la formation de deux failles en bordure de la caldera de Misema, de chaque côté du secteur de la zone d’étude permettant ainsi le passage des fluides. Ceux-ci auraient, par conséquent, entraîné la formation des dykes de la présente étude. Certaines personnes ne sont pas d’accord avec l’hypothèse de la mégacaldera dans le complexe du Blake River. Mais la présence de ce système de dyke ayant une orientation NNW est un bon indicateur de la présence de caldera. Ces dykes et le système de failles les ayant créés sont les seuls dans ce secteur à avoir cette orientation. Car ces dykes se situent dans la caldera de Misema et dans celle-ci, les structures ont une orientation générale Est-Ouest. Dans ces dykes, il a également été question de la présence de sphérolites. Ces dernières sont le résultat d’une dévitrification suite à la formation de verre volcanique 22 perlitisé. Si on compare le résultat de la dévitrification du dyke étudié avec un autre dyke similaire, par exemple dans le dyke de Silver Hill, le verre perlitisé a été remplacé par un assemblage de quartz, d’oligoclase et de feldspath potassique, lesquels entrent globalement dans la composition rhyolitique, ce qui implique qu'aucun ajout ou perte d'importants éléments n’a eu lieu (Davis et McPhie, 1995). Grossièrement, on obtient des résultats similaires, ce qui pourrait signifier qu’à l’origine il s’agissait d’un magma dont la composition était également similaire. La dévitrification reflète probablement une augmentation de la température pendant une augmentation de la matière au dessus du dyke, combinée avec le fait que le verre a été perlitisé par inférence et hydratation (Davis et McPhie, 1995). Suite à la formation des sphérolites, l’injection du magma aurait entraîné la formation de joints colonnaires tout en continuant de permettre la croissance des sphérolites. Car en bordure du dyke, les sphérolites ont un diamètre plus petit qu’au centre, car ceux-ci ont subi un refroidissement plus rapide. Ils ont donc eu moins de temps pour croître. Tandis que ceux situés au centre du dyke sont plus grossiers, ce qui signifie qu’ils ont eu plus de temps pour croître que ceux situés en bordure du dyke. Un autre élément important dans le dyke, est que les colonnades se forment en milieu sous-marin, ce qui favorise le passage de fluides hydrothermaux, en plus de la présence de fractures formées par la zone en extension, ayant également entraîné la mise en place du dyke par le passage du magma. Le passage de fluides hydrothermaux est observable par la présence d’altération en carbonate dans la matrice à certains endroits dans les affleurements ayant été étudiés et cartographiés, car ce type d’altération est indicateur du passage de fluides hydrothermaux. Par conséquent, s’il y a eu passage de fluides dans ce secteur, il se peut que la minéralisation présente dans la mine située tout près, ait été formée lors du même évènement. Car le système de failles présent dans la mine a la même orientation que celle du dyke. 23 5. Conclusion Pour terminer, le dyke a été formé par la présence d’une zone en extension entraînée par la formation de la caldera de Noranda. Cet effondrement aurait permis le passage du magma par la création de fractures. Le magma aurait également subi une dévitrification suite à un refroidissement rapide en milieu hydraté créant ainsi un verre perlitisé permettant la formation de sphérolites, où celles-ci ont une structure radiale et une croissance de l’intérieur vers l’extérieur à partir d’un ou de plusieurs noyaux. La présence de joints colonnaires dans le dyke indique que ce dernier a été mis en place en milieu sous-marin et que suite à la formation des sphérolites, il y a eu un refroidissement rapide du magma suite à l’injection. Également, l’observation des sphérolites ainsi que des colonnades ont également permis de voir que le dyke s’est mis en place par plusieurs impulsions de magma. Pour conclure, à certains endroits dans le dyke, il y a la présence d’altération en carbonate, où celle-ci est un indicateur qu’il y a eu le passage de fluides hydrothermaux. Ceci laisserait donc croire qu’il s’agit du même évènement ayant formé la mine située tout près. 24 Bibliographie Daigneault, R., Mueller, W.U., Chown, E.H., 2004. Abitibi Greenstone Belt Plate Tectonics: The Diachronous History of Arc Development, Accretion and Collision. The precambrien earth: tempos and events, Developments in Precambrian Geology, 12, page 88-103. Daigneault, R. and Pearson, V., 2006. 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