université du québec à montréal activité de synthèse

UNIVERSITÉ DU QUÉBEC À MONTRÉAL
ACTIVITÉ DE SYNTHÈSE
PRÉSENTÉE À
L’UNIVERSITÉ DU QUÉBEC À MONTRÉAL
COMME EXIGENCE PARTIELLE
DU BACCALAURÉAT EN GÉOLOGIE DES RESSOURCES
PAR
PHILIPPE ROBIDOUX
PÉTROGÉNÈSE DE LA FORMATION D’HÉBÉCOURT
DANS LE SECTEUR DU LAC HÉBÉCOURT
GROUPE DE BLAKE RIVER, SOUS-PROVINCE DE L’ABITIBI, QUÉBEC
15 DÉCEMBRE 2008
ii
RÉSUMÉ
Le Groupe de Blake River est un assemblage volcanique archéen (~2,7 Ga), il
appartient à la Sous-province de l’Abitibi et chevauche la frontière entre le Québec et
l’Ontario. Cette étude concerne la Formation d’Hébécourt, faisant partie des unités
anciennes du Groupe de Blake River, dans le secteur du Lac Hébécourt. Dans ce secteur,
la Formation comprend une rhyolite épaisse. Une étude de la pétrogenèse des roches
volcaniques a été effectuée à l’aide des méthodes d’analyse pétrographique et
géochimique des laves basaltiques et rhyolitiques afin de vérifier si la rhyolite
d’Hébécourt pouvait être dérivée du même magma que le basalte sous-jacent. Selon nos
travaux, la chambre magmatique à l’origine de ces laves aurait évoluée sans
contamination par fusion crustale continentale et se serait différenciée selon le modèle
des séries tholéiitiques bimodales perçues ailleurs dans le Groupe de Blake River. Selon
les analyses géochimiques, le basalte serait apparenté à la rhyolite par un processus de
fractionnement dans une chambre magmatique près d’une dorsale océanique. La
pétrographie indique la possibilité qu’un mélange magmatique se soit produit par
injection sous la chambre avec un nouveau liquide, ce qui causerait un déséquilibre
thermique et chimique. Un fractionnement de ~70-80 % d’un assemblage de olivineclinopyroxène-plagioclase à partir d’un magma basaltique primaire semble être le
processus de différenciation le plus plausible pour expliquer la pétrogenèse de la rhyolite
d’Hébécourt.
iii
REMERCIEMENTS
Je remercie, dans un premier temps, mes superviseurs M. Ross Stevenson de
l’UQAM et Pierre-Simon Ross de l’INRS-ETE pour leur support et leur encouragement à
travers le projet. Plus particulièrement, l’aide accordé de M. Ross sur le terrain et sa
bonne connaissance du secteur d’étude, combiné avec l’expertise et le point de vue
externe de M. Stevenson, ont permis de faire une synthèse complète de la problématique.
La collaboration et la communication sont la clé de la démarche scientifique et plus
particulièrement lorsqu’il s’agit de décrire le volcanisme archéen…
Je ne peux passer sous silence l’intérêt des gens de la Commission Géologique du
Canada (Patrick Mercier Langevin, Valérie Bécu, Benoit Dubé), du Ministère des
Ressources naturelles et de la faune (Jean Goutier, Sylvain Lacroix) et de Benoit
Lafrance de Ressources Cogitore ainsi que tous les étudiants que j’ai côtoyés et qui ont
apporté leur aide depuis l’été 2008 (Émilie Roulleau, Julie-Anaïs Debreil, etc.). Plus
particulièrement, je remercie Russell Rogers pour toutes les discussions enrichissantes et
le temps passé sur le terrain.
Enfin, il est important de souligner l’apport financier du Ministère des ressources
naturelles et de la faune pour les lames minces et le financement de la Commission
Géologique du Canada pour le terrain et la géochimie.
iv
TABLE DES MATIÈRES
1. INTRODUCTION…………..…………………………………………………………8
2. CONTEXTE GÉOLOGIQUE
2.1 Sous-province de l’Abitibi………………...…………………………………9
2.2 Groupe de Blake River ………………………….……………...………….11
2.3 Secteur d’étude ……………………………….…………………………….14
3. PÉTROGRAPHIE DES LAVES
3.1 Laves mafiques à intermédiaires…...……………………………………….…18
3.2 Laves felsiques porphyriques.………………………………………………….19
3.3 Laves felsiques aphyriques….………………………………………………….19
4. GÉOCHIMIE
4.1 Méthodologie……….……………………………………………………….22
4.2 Résultats……………………………………………………………………..24
4.2.1 Test de la mobilité des éléments……………………………………………..24
4.2.2 Classification du type de roche et l’effet de la silicification……………….26
4.2.3 Affinité magmatique des roches volcaniques……………………………….28
4.2.4 Terres rares et autres éléments traces………………………………………30
4.2.5 Environnement tectonique…………………………………………………...34
4.2.6 Modélisation……………………………………………………………….35
DISCUSSION…………………………………………………………………………...38
CONCLUSION…………………………………………………………………………41
BIBLIOGRAPHIE...……………………………………………………………………43
v
LISTE DES FIGURES
Figure 1
Situation de la Sous-province de l'Abitibi………………………...…..11
Figure 2
Carte géologique du Groupe de Blake River……………………….…13
Figure 3
Carte géologique du secteur d'étude…………………………………...17
Figure 4
Planches photos…………………………………………………….........20
Figure 5
Planches photos…………………………………………………….........21
Figure 6
Graphiques de la mobilité des éléments majeurs…………….……….25
Figure 7
Diagramme de classification de l'affinité magmatique…………….…27
Figure 8
Diagramme d'affinité des roches volcaniques Zr/Y…………………..29
Figure 9
Graphique Sm/Nd vs La/Yb…………………………………………....30
Figure 10
Diagramme des terres rares normalisées aux chondrites……………31
Figure 11
Profil géochimique des éléments traces normalisés aux N-MORBs....32
Figure 12
Diagramme multiéléments normalisé au manteau primitif..........…...33
Figure 13
Diagramme de discrimination des unités felsiques…………………...34
Figure 14
Modélisation pétrogénétique à partir des terres rares………………..37
8
1. Introduction
La cartographie géologique de la Sous-province de l’Abitibi fournit un apport
constant de nouvelles données pour reconstituer l’évolution du volcanisme archéen. La
Formation d’Hébécourt se situe à la base du Groupe de Blake River (2704-2695 Ma)
(Goutier, 1997). Cette formation géologique se caractérise dans le secteur d’étude par un
volcanisme bimodal (basalte-rhyolite) et comprend des niveaux exhalatifs qui sont les
signes d’une pause dans l’activité éruptive. Il s’agit d’un contexte favorable pour
l’exploration des gisements de sulfures massifs volcanogènes (SMV) dans cette région
moins connue du Groupe de Blake River.
Cette activité de synthèse a été réalisée dans le cadre de l'Initiative
Géoscientifique Ciblée de la Commission Géologique du Canada (IGC-3 Abitibi) et des
campagnes de cartographie du Ministère des Ressources naturelles et de la Faune du
Québec (MRNF). L’objectif de l’activité était de comprendre l’évolution pétrogénétique
de la Formation d’Hébécourt dans le secteur d’étude et plus particulièrement la rhyolite
d’Hébécourt. Parallèlement, un projet de maîtrise est en cours à l’Institut national de la
recherche scientifique (INRS) sur la volcanologie physique et la métallogénie du secteur,
sous la supervision du professeur P.-S. Ross. Les deux études permettront d’apporter une
meilleure connaissance de l’environnement géologique des secteurs du lac Hébécourt afin
de faciliter la recherche des métaux de base dans une région moins connue du Groupe de
Blake River.
9
La cartographie antérieure réalisée par le MRNF et le secteur privé a permis de
distinguer les lithologies majeures du secteur, à savoir pour la Formation d’Hébécourt un
basalte et une rhyolite tholéiitique mises en place dans un environnement sous-marin. À
l’échelle régionale, la Formation d’Hébécourt inclut surtout des basaltes, mais on rencontre
dans la région du Lac Hébécourt des rhyolites porphyriques et aphyriques. Une des questions
sur l’évolution géologique du secteur est de savoir si la rhyolite d’Hébécourt pourrait être
dérivée du même magma que le basalte d’Hébécourt par un processus de différentiation ou si
elle a une source différente. La présente étude vise donc à vérifier l’hypothèse que la rhyolite
est pétrogénétiquement liée au basalte sous-jacent.
Pour aborder cette question, il est important de mettre en contexte l’environnement
géologique régional et local. Une partie de l’étude portera sur la pétrographie des roches
échantillonnées lors des travaux de l’été 2008. La géochimie de la rhyolite et du basalte
d’Hébécourt servira ensuite à montrer les modèles de séries volcaniques, à cerner l’origine
magmatique et à relier les interprétations avec le paléoenvironnement tectonique.
2. Contexte géologique
2.1 Sous-province de l’Abitibi
Le Groupe de Blake River fait partie de la Sous-province de l’Abitibi qui correspond
à une ceinture de roches vertes néo-archéenne et dont la stabilité tectonique et volcanique
prédomine depuis 2,5 Ga environ (Percival, 2007). Comme dans plusieurs des ceintures de
roches vertes assemblées dans la Province du Supérieur, on retrouve des camps de sulfures
10
massifs volcanogènes et des camps aurifères dont Kidd Creek, Val d’Or, Noranda, etc.
(Gibson et Watkinson, 1990). L’évolution tectono-stratigraphique de la Sous-province de
l’Abitibi (Fig. 1) constitue le dernier des cinq évènements de collision de fragments de croûte
océanique et continentale de la Province du Supérieur intervenant entre 2720 et 2680 Ma
(Percival, 2007).
La Sous-province de l’Abitibi constitue un alignement est-ouest de 700 km de long
par 200 km de large dont les limites nord sont la Sous-province d’Opatica (granite-gneiss) et
celle de Quetico (gneiss-intrusions massives-roches métasédimentaires). Les frontières est et
ouest sont beaucoup plus jeunes, car tronquées par la zone de Kapuskasing en Ontario (gneiss
et granulites non visibles sur la Fig. 1) et par la Province de Grenville au Québec. Enfin, la
Sous-province de Pontiac délimite la bordure sud au Québec (schistes et paragneiss dérivés
de greywackes turbiditiques et de conglomérats).
La Sous-province de l’Abitibi est divisée en domaines distincts (Percival, 2007) :
dans la partie nord on rencontre des assemblages volcaniques datés entre 2,735-2,720 Ma et
des intrusions litées. Plus de 40% de cette zone est composée de plutons de tonalitetrondhjémite-granodiorite, tandis qu’au sud, les plutons sont beaucoup moins apparents
(Dimroth et al., 1982). Également, l’intensité du métamorphisme est plus élevée au nord où
les faciès sont ceux des schistes verts en plus grande proportion. Les assemblages
volcaniques au centre et plus au sud sont datés entre 2,710-2,695 Ma et le niveau du
métamorphisme est généralement celui des schistes verts, mais on retrouve également le
faciès de pumpellyite-prehnite dans certaines parties du Groupe de Blake River (Powell et al.,
1993). Cependant, les auréoles des intrusions post-volcaniques présenteront des faciès plus
élevés (Gélinas et al., 1984). Le dernier domaine est constitué de dépôts volcaniques et
11
sédimentaires plus jeunes (les greywackes du Groupe de Porcupine d’une part, et les roches
volcaniques alcalines avec les conglomérats du Groupe de Timiskaming (datés entre 2.69 Ga
et 2.73 Ga) d’autre part (Dimroth et al., 1982). C’est surtout la ceinture volcanique sud qui
retient l’attention puisqu’elle contient la bande minérale de Timmins-Val d’Or reconnue pour
ses nombreux dépôts aurifères et pour ses dépôts de sulfures massifs cuprifères et zincifères.
Figure 1. Carte géologique simplifiée de l’Abitibi et des ensembles voisins. Modifié de Moyen (2008)
2.2 Groupe de Blake River
Le Groupe de Blake River (Fig. 2) est le groupe à dominance volcanique le plus jeune
de la Sous-province de l’Abitibi et il est adjacent au groupe de Kinojévis et aux roches
sédimentaires du Groupe de Kewagama (Dimroth et al., 1982; Gélinas et al., 1984; Péloquin
et al., 1990; Percival, 2007 ). Le Groupe de Blake River est au centre d’un synclinorium faillé
à grande échelle entre l’est de l’Ontario et l’Ouest du Québec (Laflèche et al., 1992). Les
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roches volcaniques sont percées par des suites de tonalite-trondhjemite paraconcordantes et
métamophisées, puis deuxièmement par des intrusions discordantes granodioritiques et
ultrapotassiques (Laflèche et al., 1992). Enfin, le Groupe de Blake River est surmonté par les
sédiments et les volcanites du Groupe de Timiskaming en discordance sur les autres unités et
définissant le dernier stade magmatique et tectonique dans la région (Corfu et al., 1991).
La plupart des roches volcaniques sont constituées de laves mafiques à intermédiaires
avec des intervalles felsiques (Laflèche et al., 1992) et les datations des travaux les plus
récents vont démontrer que ses formations ne sont pas que de simples empilement
stratigraphiques, mais plutôt un mélange de différents complexes volcaniques synchrones et
géographiquement isolés (Lafrance et al., 2005). Cependant, ce qui distingue le plus le
Groupe de Blake River est l’association spatio-temporelle entre le volcanisme tholéiitique et
calco-alcalin et l’aspect bimodal de la stratigraphie volcanique dans certains secteurs
(Gélinas et al., 1984; Péloquin et al., 1990; Laflèche et al., 1992). Le Groupe de Blake River
est beaucoup documenté dans le complexe volcanique central, puisque la plupart des dépôts
de sulfures massifs volcanogènes s’y retrouvent. Ceux-ci sont contrôlés stratigraphiquement
par des contacts rhyolite-andésite majeurs, sinon par l’association à des dômes rhyolitiques,
des dykes nourriciers et par des failles syn-volcaniques (Péloquin et al., 1990). L’ouest du
Groupe de Blake River comprend des séquences qui sont les équivalences latérales du camp
central (centres volcaniques felsiques et contacts avec lithologies mafiques/felsiques). C’est
dans cette zone que l’on retrouve la rhyolite d’Hébécourt au sommet de la formation du
même nom.
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Figure 2. Carte géologique du Groupe de Blake River : Géologie modifiée des cartes au 1 :20 000 du MRNF, des cartes des cantons de la Commission
Géologique du Canada de l’Ontario (compilation préliminaire de la Commission Géologique du Canada).
14
2.3 Secteur d’étude
La formation d’Hébécourt appartient au Groupe de Blake River et s’étend de
la frontière ontarienne jusqu’aux environs des mines de Bousquet et Laronde Penna au
Québec (Goutier, 1997). Du côté ontarien, le même empilement volcanique est désigné
«Lower Blake River Assemblage» (Ayer et al., 2005). Les grandes structures qui influencent
la formation sont orientées E-W à ESE et celles-ci résultent d’une compression N-S (Goutier,
1997; Lafrance, 2003). La Formation d’Hébécourt est composée de séquences homoclinales à
pendage abrut. Les contacts lithologiques sont pratiquement parallèles à la schistosité
(environ E-W) et chevauchent vers le NW par rapport aux sections de la faille PorcupineDestor dans la région à l’ouest du lac Hébécourt (Goutier, 1997). Dans le secteur d’étude, les
unités rajeunissent vers le sud avec la même tendance pour les premières sections de la
formation de Renault Dufresnoy (Péloquin et al., 1990; Goutier, 1997).
La partie inférieure de la Formation d’Hébécourt est formée de basaltes tholéiitiques
coussinés à massifs, intercalés de basaltes gloméroporphyriques (1-15% feldspaths de 5-20
mm) et d’andésites variolitiques par endroit. Les coussins sont relativement gros et les
bordures sont particulièrement épaisses avec des varioles coalescentes vers le cœur des
coussins. La géochimie indique que la composition du cœur des coussins variolitiques est
andésitique avec une affinité tholéiitique alternant entre magnésienne et ferrifère (Goutier,
1997). Cependant, il se trouve un membre beaucoup plus différencié dans la région du Lac
Hébécourt comprenant des rhyolites porphyriques et aphyriques, des andésites basaltiques, et
des rhyodacites et ce, précédant les débuts de la formation de Reneault-Dufresnoy sans
discordance majeure (Goutier, cartographie non publiée).
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Pour chacune des unités dans les dernières sections de la Formation d’Hébécourt,
pouvoir envisager un environnement et un mode de déposition à l’aide des faciès, des
textures et de la minéralogie peut être un atout pour comprendre l’origine du ou des
magma(s) primaire(s) présent(s) durant la séquence 2,701-2,704 Ma (Gibson, 2007). La
cartographie du secteur d’étude est basée sur les travaux antérieurs, tels que compilés par
Lafrance (compilation non publiée, 2008) et sur 48 stations visitées à l’été 2008 (Fig. 3).
Voici donc les unités stratigraphiques informelles qui sont décrites du nord vers le sud, en
ordre stratigraphique.
Le basalte d’Hébécourt est une séquence de laves mafiques coussinées avec des
brèches de coussins locals. Certains des coussins ont une texture variolitique en bordure. Cela
pourrait être le produit d’un phénomène d’immiscibilité, mais on parle plutôt d’une
cristallisation sphérolitique dans certaines études (Gélinas et al., 1984; Goutier, 1997). On
retrouve la chlorite tâchetée ou en remplacement de minéraux mafiques dans la roche. Dans
quelques coussins mafiques, on note la présence de quelques rares vésicules remplies de
quartz ou de chlorite. On peut associer ces roches à un environnement sous-marin.
La rhyolite porphyrique d’Hébécourt est la première de deux unités felsiques et
contient jusqu’à ~3-5% de phénocristaux de quartz avec parfois quelques feldspaths. Les
faciès varient de massifs à bréchiques, les brèches contiennent surtout des fragments
rhyolitiques anguleux de la taille des lapilli (2-64 mm) et des blocs (≥ 64 mm), sans
orientation préférentielle, parfois avec laminations d’écoulement (flow banding). Les
fragments n’ont pas de bordures figées. On retrouve parfois de la silicification tachetée, de la
pyrite disséminée et des traces de séricitisation.
16
La rhyolite aphyrique d’Hébécourt comprend aussi des faciès massifs et
bréchiques, des laminations d’écoulement et les faciès bréchiques comprenaient des
clastes vésiculaires. Les fragments peuvent être de la taille de blocs décimétriques ou de
lapilli et sont parfois orientés ou disposés de façon éparse. Les vésicules sont remplies de
calcite ou de quartz. Le premier cycle mafique-felsique de la Formation d’Hébécourt
comprend le premier niveau exhalatif au contact de la rhyolite aphyrique.
L’andésite basaltique d’Hébécourt est une séquence coussinée avec hyaloclastite
interstitielle. L’hyaloclastite est homogène et composée de grains fins et sa texture est
sphérulitique. Il y a des textures de dévitrification en bordure des coussins (dimensions
variables entre 80-150 cm). On note des traces d'amygdules de chlorite ou de quartz et moins
de 1% de veinules de quartz. En principe, elle devrait précéder la rhyodacite d’Hébécourt qui
est seulement rencontrée dans les forages et qui n’est pas décrite aussi. Enfin, celle-ci
représente la fin du deuxième cycle mafique-felsique de la Formation d’Hébécourt et
comprend un deuxième niveau exhalatif.
Le basalte de Renault est constitué de roches volcaniques mafiques coussinées avec
des marges parfois sphérulitiques (coalescence vers le centre). Il y a 1% d’amygdules de
quartz et des traces d’amygdules de chlorite. On remarque < 1% de silicification tachetée. À
l’intérieur des coussins, la roche fraîche a une couleur gris foncé et les grains sont fins à
aphanitiques.
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Figure 3. Carte géologique du secteur d'étude de la rhyolite et du basalte d'Hébécourt, montrant la position des échantillons pour les lames minces étudiées. En
rouge, se trouvent les échantillons utilisés pour les lames minces et la géochimie. Carte modifiée des données de Ressources Cogitore et du Ministère des
Ressources naturelles et de la Faune du Québec (MRNF) (B.Lafrance, commun. Pers. 2008)
18
3. Pétrographie des laves
3.1 Laves mafiques à intermédiaires
Parmi les 48 stations visitées à l’été 2008, 12 lames minces (standard) ont été utilisées
pour caractériser les textures, la minéralogie primaire et l’altération. Tout d’abord, l’intérêt
pour la pétrogenèse est porté sur le premier cycle bimodal rencontré à l’Ouest du Lac
Hébécourt et celui-ci comprend le basalte d’Hébécourt, la rhyolite porphyrique d’Hébécourt
et la rhyolite aphyrique d’Hébécourt. En premier lieu, les laves basaltiques ou basaltiques
andésitiques ont une pétrographie relativement distincte, malgré les différences de faciès dans
le secteur. Les macrophénocristaux sont des longues baguettes de clinopyroxènes (augite,
~30%), sinon ce sont les feldspaths microlitiques qui dominent l’assemblage (Fig. 4a,b). Les
cristaux automorphes à sub-automorphes de clinopyroxène (0,3-1,0mm) sont remplacés par
la chlorite (Fig. 4c,d) et se retrouvent groupés parfois en texture radiale. On compte jusqu’à
~2-3 % d’amygdules de chlorite, calcite, épidote (rarement de quartz). La matrice est
holocristalline et hypocristalline avec ~35-40% de matrice microcristalline et il se trouve
beaucoup de verre remplacé par la séricite, la calcite et la chlorite. On remarque des veinules
de calcite-quartz-épidote également. La lame 08-RR-048A est même interprétée comme un
remplacement d’une matrice par chloritisation avec des textures radiales (non illustré). Les
minéraux opaques ont été identifiés comme de la pyrite automorphe à sub-automorphe et ils
peuvent être disséminés jusqu’à 2% sinon remplacer des structures fantômes de pyroxène ou
des vides dans les amygdules.
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3.2 Laves felsiques porphyriques
La rhyolite porphyrique a été séparée en différents faciès sur le terrain; les roches
massives avec structures d’écoulement laminaire et les brèches comprenant des clastes
anguleux de la taille des lapilli ou des blocs sans orientation préférentielle ni bordure figée.
Dans la plupart des cas, les lames minces représentent une partie massive de l’affleurement et
le degré de cristallinité est hypocristallin. Quelques rares vésicules sont présentes (Fig.4e,f).
La matrice microcristalline ainsi que les phénocristaux de quartz peuvent ensemble compter
pour ~60-70 % de la roche sinon on distingue difficilement la nature du verre volcanique
puisqu’il y a beaucoup de chloritisation (~5-20%) et de carbonates (calcite xénomorphe,
automorphe : ~5-20%) dans la matrice. Les macrophénocristaux de quartz (~4-8%, 0,4-0,7
mm) sont automorphes à subautomorphes (Fig. 4e,f). Les sommets sont souvent arrondis et il
y a présence d’un début de formation de structures de résorption pour quelques cristaux et
quelques exemples sont très résorbés (Fig.5c-d). Il est possible que certaines lames puissent
représenter des structures d’écoulement laminaires dans la matrice par certaines textures
fluidales autour des microphénocristaux de quartz. Cependant, cette interprétation est
discutable compte tenu du niveau d’altération et de possibles effets de métamorphisme ou
d’hydrothermalisme. On note environ 1% de cristaux de pyrite automorphe.
3.3 Laves felsiques aphyriques
Les lames minces représentent les parties massives des affleurements et le degré de
cristallinité est décrit comme hypocristallin. Très peu de vésicules (< 1%) sont présentent. On
observe parfois des structures sphérulitiques (~1-2%) en nœud papillon ou en plusieurs
sphérules (Fig.5a,b). La matrice microcristalline et les microphénocristaux automorphes de
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Figure 4. Photographies de lames minces illustrant : (a)-(b) 08-RR-47A : (Basalte andésitique d’Hébécourt) Lave
mafique amygdalaire à ~2-3%. Plagioclases avec texture microlithique (35%, 20-30 µm, fines lattes et baguettes
d’albite), calcite (clivage coloré caractéristique) en remplacement dans les vésicules ou dans la matrice (12%), chlorite
verdâtre (parfois épidote) dans les vésicules ou dans la matrice (8%). (c)–(d) 08-RR-39A : (Basalte andésitique
d’Hébécourt). Clinopyroxène (30%) avec axe cristallin c au centre et autres exemples avec coupe perpendiculaire à c
(longues baguettes de 500 µm par 10 µm avec relief négatif, incolore/teinte brunâtre, biréfringence 1er ordre=0.0100.022, extinction variable entre 30-60°, fort relief, parfois sous forme radiale). Pyrite (1%, isotrope en lumière
réfléchie). (e)–(f) 08-RR-30A: (Rhyolite porphyrique Hébécourt) Tiré d’une lave felsique bréchique. Microfaciès
composé de quartz (~60%), carbonates et chlorite en remplacement dans la matrice. Quartz microcristallin et présence
de 8% de phénocristaux de quartz avec bordures de verre fréquentes. Présence d’amygdules de calcite-chlorite de
formes ovales (~3%). Lumière polarisée non analysée à gauche et polarisée analysée à droite.
21
Figure 5. Photographies de lames minces illustrant :(a) 08-RR-05A (Rhyolite aphyrique d’Hébécourt) ; Tiré d’une lave
felsique aphyrique. Microfaciès hypocristallin avec quartz souvent agglomérés qui pourraient être des amygdules de
quartz (lumière polarisée analysée). (b) Grossissement de 08-RR-05A avec texture sphérulitique bien développée autour
d’un centre. (c)-(d) 08-RR-21A (Rhyolite aphyrique d’Hébécourt) ; Phénocristaux de quartz automorphes légèrement
arrondies avec bordure de verre. Extinction roulante caractéristique du quartz pour le phénocristal et la bordure de verre,
mais léger décalage entre la figure d’extinction. On note clairement la structure de résorption (lumière polarisée non
analysée à gauche et polarisée analysée à droite). (e) 08-RR-21A (Rhyolite aphyrique d’Hébécourt) ; Microfaciès
hypocristallin avec phénocristaux de quartz et feldspaths plagioclases. Andésine-albite selon la méthode Michel-Levy,
mais parfois mâcles entrecroisées (donc croissance péricline/ albite possible). Ici, on peut voir un phénocristal de
feldspath avec double mâcle polysynthétique. Très souvent les mâcles ne sont pas parfaitement doubles, donc
incertitude pour l’identifier comme une sanidine (Lumière polarisée analysée).
22
quartz (~5%)comptent pour 65-70% de la matrice. Dans la première lame 08-RR-05A, les
quartz semblent complètement agglomérés en masse de ~0,4-0,4 mm et dans la lame 08-RR21A, les quartz sont automorphes hexagonaux, rectangulaires, parfois fracturés et ~1-2 %
sont fortement résorbés (Fig. 5c,d). Les plagioclases (~5%) sont présents sous forme de lattes
(~0.5-0.8 mm) avec mâcles polysynthétiques doubles imparfaites (donc ne peut être une
sanidine) et parfois entrecroisées (péricline avec albite selon Vernon (2004)), mais ils sont
souvent altérés. En fait, leur bordure (Fig. 5e) est très irrégulière (signes de résorption ou
altération ?) et ils sont souvent remplacés par de la calcite ou de la séricite. Une zonation est
observable sur certains feldspaths.
En résumé, les observations sont compatibles avec des laves mises en place sous
l’eau, dévitrifiées et recristallisées pendant le métamorphisme régional ou pendant l’apport de
fluides hydrothermaux tardifs. La chloritisation dans les rhyolites suggère également une
altération hydrothermale.
4.1 Géochimie
4.1 Méthodologie
Huit échantillons de roche ont été analysés pour les éléments majeurs par ICP-AES
(Atomic Emisson Spectrometry) et les éléments traces par ICP-MS (Mass Spectrometry) par
Actlabs (Ancaster, Ontario). La technique ICP permet la détermination simultanée de
plusieurs éléments par l’émission d’énergie électromagnétique sur l’échantillon. Suivant une
fusion alcaline et une dissolution (acide borique), on doit ajouter la solution dans un
générateur de fréquences radio miniature avant l’analyse. L’instrument utilise un plasma à
23
l’argon comme source d’ionisation afin d’exciter les atomes. À ce stade, le détecteur pour la
technique ICP-AES mesure et détecte l’énergie par émission des électrons secondaires de
chaque élément (Ragland, 1989). Ceux-ci possèdent leurs propres caractéristiques lorsqu’ils
sont isolés avec un monochromètre et qu’ils sont détectés avec un tube photomultiplicateur.
L’intensité de chaque tube photomultiplicateur est proportionnelle à la concentration de
l’élément (Ragland, 1989). La technique ICP-MS repose quant-à elle sur la détection des
spectres d’émission des éléments. Les ions positifs produits dans le plasma vont être attirés
sur un quadripôle du spectromètre de masse et vont être séparés, détectés, multipliés et
comptés (Actlabs, 2006). Le soufre a été obtenu par méthode infrarouge et le CO2 par
colorimétrie.
Pour les roches métamorphiques et possiblement altérées, on ne peut utiliser certains
éléments majeurs considérés comme mobiles pour classifier les roches. Ainsi, certains
diagrammes classiques d’identification des roches volcaniques comme TAS, AFM, etc. ne
sont pas pertinents. Il est possible d’utiliser certains éléments traces dont les terres rares pour
confirmer les divisions chimico-stratigraphiques, mais aussi pour déterminer les affinités
chimiques des unités volcaniques. Les éléments typiquement immobiles incluent; Ti, Zr, Y,
Nb, Ce, Ga et Sc (Winchester et Floyd, 1977). Les éléments immobiles et incompatibles sont
les outils préférentiels puisqu’ils établissent des affinités et qu’ils peuvent servir à démontrer
des indices de fractionnement des éléments compatibles dans les suites tholéiitiques et
transitionnelles. Il est à noter que l’augmentation de la concentration de ces éléments est
observée dans les unités tholéiitiques de la base au sommet stratigraphique à l’intérieur de
plusieurs des cycles magmatiques du Groupe de Blake River (Gélinas, et al., 1984).
24
4.2 Résultats
4.2.1 Test de la mobilité des éléments
Pour étudier l’effet de la mobilité des éléments majeurs en fonction de l’altération on
place les éléments en fonction de la perte au feu (Fig. 6). Selon la perte au feu, la
concentration en Al2O3 s’accroît dans le cas du basalte et de la rhyolite porphyrique
d’Hébécourt jusqu’à une certaine valeur et ensuite on observe un appauvrissement (Fig.
6c,d). Cet effet peut être du au changement de concentration d’un élément qui est enrichi
dans une phase minérale puis qui est enrichi dans une phase d’altération (exemple : feldspath
avec séricite dans le cas présent). Dans le cas des échantillons de basalte
gloméroporphyrique, un fractionnement pourrait influencer les plus fortes teneurs en Al. Une
partie des échantillons de la rhyolite aphyrique a un effet d’enrichissement distinct selon le
graphique et une autre partie des échantillons n’a aucun changement et cela sans relation
avec l’échantillonnage. Il est possible qu’une phase minérale secondaire enrichie en oxydes
d’aluminium puisse accompagner certains échantillons tout dépendant de l’environnement.
Le TiO2 ne varie pas systématiquement avec la perte au feu, alors il est peu mobile
dans la plupart des rhyolites (Fig. 6f). Par contre, pour le basalte (Fig. 6e), l’enrichissement
dans la roche est nettement marqué (phénomène encore plus accentué si on étudie sa mobilité
en fonction de Zr). Enfin, pour certains échantillons, on ne doit pas exclure la présence des
oxydes de titane et l’incorporation de cet élément dans la formule des pyroxènes ce qui peut
faire baisser les valeurs dans la roche. Il est aussi curieux de constater que les échantillons les
plus appauvris sont ceux des basaltes gloméroporphyriques. Un effet de fractionnement
pourrait aussi être invoqué dans ce cas et alternativement, dans les basaltes ou dans les
rhyolites, il existe plusieurs familles selon les valeurs de Ti (Fig. 3).
25
Figure 6. Graphiques de la mobilité des éléments majeurs: Les rapports oxydes/PAF comprennent le champ
du basalte et les champs respectifs des 2 rhyolites (carrés=aphyrique, ronds=porphyrique). Dans le cas
présent, les teneurs des oxydes ont été corrigées sans la perte au feu. À noter que MgO présente le même
comportement que Fe2O3 pour les trois unités. Analyses tirées de Ressources Cogitore et du projet.
26
En ce qui concerne les autres éléments majeurs, la mobilité dans les unités mafiques
et felsiques se comporte de la même façon. Avec les oxydes de fer et de magnésium (Fig.
6g,h), il y a une nette augmentation des teneurs pour les rhyolites, mais une baisse plus ou
moins apparente pour le basalte. À l’inverse, la silice diminue progressivement plus il y a
d’éléments concentrés dans la perte au feu (Fig. 6a,b). La silice est donc comprise dans les
minéraux d’altération et elle est appauvrie dans la roche.
Pour les éléments alcalins (Fig. 6i-j), la mobilité n’est pas la même d’une unité à
l’autre non plus. En définissant les champs préférentiels des oxydes pour le basalte, il n’y a
pas de changement apparent pour le sodium et le potassium, mais un changement pour le
calcium qui est moins concentré en fonction de la perte au feu. Pour les rhyolites
porphyriques et aphyriques, le calcium et le potassium ont des teneurs dispersées dans le
graphique, mais le champ du calcium démontre un enrichissement.
4.2.2 Classification du type de roche et l’effet de la silicification
Avec un magma qui se différencie, on observe une légère augmentation du ratio
Zr/TiO2 à cause d’une baisse de TiO2 et d’une augmentation du Zr dans le cas des roches
plus évoluées (alcalinité plus marquée) que les basaltes (Winchester et Floyd, 1977). Un
autre paramètre important est celui de la teneur en SiO2 pour comprendre et mesurer le degré
de différenciation. C’est pourquoi on utilise le diagramme SiO2 / (Zr/TiO2) pour les fins de
classification sinon pour avoir une idée de l’importance de la silicification (Laflèche et al.,
1992), car cet effet donne sur un diagramme une tendance verticale à l’alignement des points
(Fig. 7a). Ce diagramme démontre la composition des unités à l’aide des champs qui sont
27
Figure 7(a). Diagramme de classification (Winchester et Floyd, 1977) utilisant les données de Ressources Cogitore et du projet. En (b) un histogramme des
effectifs des échantillons du projet démontre la répartition en fonction de la teneur en silice.
28
tracés, mais un intervalle chimique entre 58-66% SiO2 et 0.01-0.02 (Zr/TiO2) démontre une
discontinuité entre les deux types de roche (fig. 7b), ce qui est typique du volcanisme
bimodal.
4.2.3 Affinité magmatique des roches volcaniques
Pour la classification des séries volcaniques tholéiitiques, transitionnelles et calcoalcalines, une méthode bien courante pour les roches possiblement altérées est l’utilisation du
diagramme de Barrett et MacLean (1999). Les ratios de ces HFSE (High Field Strengh
Elements) changent avec les affinités des roches mais ne sont pas affectés par les effets de
l’altération. On utilise particulièrement ces ratios puisque le Zr est très incompatible dans les
séries, qu’il est immobile, mais suffisamment abondant pour des mesures précises (MacLean
et Barrett, 1993). Ces éléments sont incompatibles lors du fractionnement magmatique et on
utilise le rapport entre un élément moins incompatible comparativement à un élément plus
incompatible ce qui conduit à des changements distinctifs des ratios Zr/Y : 2-4,5 pour
tholéiitique, 4,5-7 pour transitionnel et > 7 pour calco-alcalin (Barrett et MacLean, 1999).
Sur la Fig. 8 on note que les trois unités d’intérêt sont tholéiitiques. Le ratio moyen
Zr/Y est de 2,0 pour le basalte d’Hébécourt, de 2,1 pour la rhyolite porphyrique et 3,0 pour la
rhyolite aphyrique. Les deux rhyolites tombent dans des champs relativement distincts l’un
de l’autre. Quant à son affinité, la rhyolite porphyrique est plus similaire au basalte que la
rhyolite aphyrique.
29
Figure 8. Diagramme d'affinités des roches volcaniques (Barrett et McLean, 1999).
Comprend Le basalte et les 2 rhyolites avec les échantillons de Ressources Cogitore et ceux du projet.
En somme, en se fiant uniquement à la Fig. 8, l’unité de rhyolite porphyrique pourrait
être obtenue directement par fractionnement à partir du basalte alors que la rhyolite
aphyrique est distincte. Pour vérifier ceci, l’utilisation de certains diagrammes binaires
s’avère utile (Lacasse, 2007). Par exemple, l’utilisation des ratios entre des terres rares
Sm/Nd vs La/Yb démontre que la différentiation des deux unités est confondue dans un
même champ, donc que la différenciation à partir du basalte semble mener à la rhyolite
porphyrique et ensuite à la rhyolite aphyrique (Fig. 9). Suivant cette idée, si ces laves sont bel
et bien apparentées, il serait maintenant intéressant de les distinguer sur le plan de
l’environnement tectonique relié à leur magma parental.
30
Figure 9 Le diagramme suivant utilise le ratio des éléments des terres rares d’incompatibilité intermédiaire
(Sm/Nd) pour le ratio de l’élément le moins incompatible sur le plus incompatible de la série (La/Yb). On
peut interpréter si la différenciation des rhyolites suit directement celle du basalte et si les deux unités
évoluent de façon séparée ou de façon conjointe. La flèche rouge indique le sens de la différenciation
(Données du projet et de Ressources Cogitore).
4.2.4 Terres rares et autres éléments traces
Pour préciser davantage les affinités magmatiques et relier ces évolutions avec un
modèle magmatique et tectonique régional, il est nécessaire d’établir l’évolution des éléments
des terres rares (ETR). Les ETR ont un comportement géochimique similaire causé par leurs
propriétés électroniques et par la variation de leurs abondances et les diagrammes utilisés
dans cette étude doivent corriger certains effets. À titre d’exemple, on veut principalement
pouvoir corriger des variations causées par les abondances des éléments pairs et impairs.
31
Pour les basaltes, les diagrammes multiéléments normalisés aux chondrites montrent
un profil plat caractéristique des basaltes de dorsales océaniques (MORB : Mid-Ocean Ridge
Basalt). À première vue, la légère anomalie négative en Eu refléterait le fractionnement ou
l’accumulation des cristaux de plagioclase (le cation divalent remplace Ca2+). Les rhyolites
ont aussi des patrons plats avec des anomalies en Eu plus prononcées. Pour l’ensemble des
autres éléments, l’enrichissement par rapport aux valeurs chondritiques est jusqu'à 100-120X
pour les rhyolites et de seulement ~15-20X pour le basalte. Les basaltes ont des pentes faibles
entre le La et le Nd, typique des N-MORB (Hess, 1989; Wilson 1989). La même chose est
visible sur la Fig. 11 qui inclut davantage d’éléments.
Figure 10. Diagramme d'évolution des terres rares «La-Lu» normalisées aux valeurs chondritiques (Norm
Mc Donough et Sun, 1995) : Unité du basalte d’Hébécourt, rhyolite porphyrique d’Hébécourt et rhyolite
aphyrique d’Hébécourt. Comprend les 8 échantillons analysés du projet.
Les trois unités ne seraient donc pas contaminées par des éléments anomaliques dans le
manteau. Le moyen le plus efficace pour déterminer les environnements tectoniques est de
32
normaliser les valeurs des éléments traces à celles d’un MORB typique afin de voir s’il y a
réellement des anomalies notables (Pearce, 1996; Syme, 1999).
Figure 11. Diagramme de normalisation/N-MORB des éléments traces: Unités du basalte d’Hébécourt et
les deux types de rhyolites d’Hébécourt (ordre des éléments et valeurs normalisées de Pearce 1996).
Comprend les 8 échantillons analysés du projet.
La Fig. 11 montre que le basalte d’Hébécourt correspond presque parfaitement aux
MORBs. Les rhyolites ont évidement de plus fortes concentrations en éléments incompatibles
et une anomalie négative en Ti. Les appauvrissements en titane sont la preuve du
fractionnement (par exemple sous forme d’oxydes) dans un magma intermédiaire-acide selon
Pearce (1996). Le thorium ou le cérium sont habituellement non conservés durant la
subduction et le niobium possède le comportement contraire dans ces conditions. Surtout, une
forte anomalie négative en Nb-Ta n’est pas observée dans la série complète (Fig. 12) donc
l’environnement d’arc volcanique est peu probable (Pearce, 1996).
33
Figure 12. Diagramme multiéléments normalisés au manteau primitif ou les éléments sont ordonnés du plus incompatible au moins incompatible de gauche à
droite. Les 8 échantillons sont du projet et ils sont normalisés aux valeurs pyrolitiques du manteau primitif de Mc Donought et Sun (1995).
34
4.2.5 Environnement tectonique
Pour étudier l’environnement tectonique plus en détail, la méthode la plus efficace est
d’utiliser une technique de discrimination des granitoïdes selon Pearce (1984). Le niobium
est conservé durant la subduction mais pas ajouté au manteau alors que l’yttrium est aussi
conservé durant la subduction (Fig. 13), ce qui donne une idée de l’environnement tectonique
des unités felsiques puisque les roches alcalines sont typiquement enrichies en Nb. La plupart
des échantillons se retrouvent dans la zone d’un rift océanique et très peu se retrouvent dans
une zone intraplaque1.
Figure 13. Diagramme de discrimination des granitoïdes (Pearce et al., 1996). Cela comprend les champs
des 2 rhyolites des échantillons du projet. VAG + syn-COLG = granites d’arc volcanique et granites syncollision. WPG = granites intraplaques. ORG = granites de dorsale océanique.
1
On peut utiliser les diagrammes triangulaires Ti-Y-Zr ou Hf-Ta-Th pour cerner le régime tectoniques des
basaltes, mais selon Pearce (1996), ces diagrammes donnent des résultats en fonction des profondeurs, des
degrés de fusion et des températures de magma et les corrélations directes sont difficiles avec des roches de
l’Archéen pour l’environnement tectonique.
35
4.2.6 Modélisation
Pour tester la relation pétrogénétique entre le basalte et la rhyolite d’Hébécourt,
on peut tenir compte de l’effet de fractionnement dans une chambre magmatique ou de
l’effet de la fusion partielle du manteau ou d’une autre source. Dans les deux cas, la
quantification des effets sur la rhyolite peut être modelé avec les profils des terres rares
(Fig. 14). Cela peut informer davantage sur les mécanismes de différenciation exceptée
que dans le contexte actuel, la méthode ne peut pas directement informer sur les
mécanismes de mélange magmatique, sur l’immiscibilité de liquide ou sur la perte en
éléments volatils (Wilson, 1989). Chaque minéral fractionné ou fusionné provenant du
magma primaire a un effet différent sur l’incorporation de chacun des éléments dans le
solide ou dans le liquide résiduel, donc sur le profil final normalisé. Pour la modélisation,
l’hypothèse est que le magma ayant produit le basalte d’Hébécourt serait considéré
comme la source des éléments qui vont être concentrés dans le liquide résiduel pour
produire une rhyolite.
En premier lieu, les éléments vont être étudiés de deux façons distinctes à l’aide
des diagrammes des éléments des terres rares normalisées aux chondrites; il y a le
diagramme sur un modèle théorique qui comprend différents taux de fractionnement (Fig.
14a) et celui avec différents taux de fusion (Fig. 14b). Dans un tableau avec une colonne
comprenant les pourcentages de minéraux utilisés pour le fractionnement et une colonne
utilisée pour la fusion partielle (Fig. 14a), il correspond une liste de plusieurs minéraux
qui déterminent l’apport des terres rares dans le mélange. Cet apport est déterminé selon
36
les coefficients de partage (moyenne théorique) de chaque élément (terres rares les plus
utilisées). Selon la minéralogie de la roche qui symbolise le magma primaire, on utilise la
concentration relative de chaque minéral dont le total doit être égal à 100% pour la
colonne de fractionnement ou pour la colonne de la fusion partielle (à noter que ce
mélange théorique exclu un autre pourcentage de minéraux qui sont bien présents dans
l’échantillon, donc les valeurs réelles des concentrations relatives sont toujours plus
petites). Ces minéraux sont principalement le plagioclase, le clinopyroxène ainsi que
l’olivine qui peut se retrouver seulement en petite quantité dans la matrice dans le
contexte actuel.
Ensuite, selon le processus de différenciation, on décide de traiter les données des
échantillons du projet par calcul. Pour les concentrations des éléments des échantillons
dans la roche, il existe une formule donnant la concentration finale de l’élément dans le
liquide résiduel après le fractionnement de Rayleigh ou une formule donnant la
concentration finale de l’élément dans le liquide résiduel après la fusion partielle
(Wilson, 1989; Hess, 1989). En obtenant les valeurs des concentrations finales des
éléments dans le liquide, on doit finalement normaliser les valeurs à celles chondritiques.
Il est alors possible d’obtenir le patron d’une rhyolite qui corresponde à la différenciation
d’un magma primaire et qui soit ressemblant à celui du basalte. On compare ensuite ces
patrons avec les profils théoriques calculés selon différents taux de fractionnement (1100%), ou selon différents degrés de fusion partielle (1-100%). Les fractions des minéraux
mis à contribution dans le mélange seront sensiblement les mêmes, mais il y une différence
de 10% à l’ensemble des valeurs normalisées sur le profil entre la rhyolite aphyrique et
porphyrique. L’utilisation de l’olivine ne devait pas excéder la concentration de la matrice
37
Figure 14. Modélisation pétrogénétique à partir des éléments traces. (a) Tableau de la contribution des
minéraux pour un modèle de fusion à gauche et un modèle de fractionnement à droite. (b) Profils d’ETR
modélisés avec taux de fractionnement croissant (1-100%) en fonction des minéraux listés en (a). Le basalte
de référence est l’échantillon 08-RR-039A. On note une assez bonne correspondance entre la courbe à 80% de
fractionnement et la composition réelle des rhyolites. (c) Profils des terres rares modélisés avec un
pourcentage de fusion décroissant (100-1%). Dams cette analyse on suppose que la source des rhyolites est
une fusion de la croûte océanique; par exemple la correspondance avec les profils des rhyolites est le meilleur
à entre 12-20 % de fusion partielle.
38
généralement présente dans les échantillons puisqu’elle n’était pas identifiée dans les
cristaux. Aussi, il est à noter que l’effet de l’ajout d’une trop grande quantité de
clinopyroxènes enrichissait excessivement les terres rares légères (surtout pour la
modélisation par fusion partielle). Du moins, le plagioclase compte déjà pour une bonne
partie du mélange et représente bien la pétrographie qui est déjà décrite. Hors, un effet très
différent de l’europium marque les profils puisque les valeurs théoriques des coefficients de
distribution de Eu pour le plagioclase sont exagérées et qu’il n’est pas nécessaire que les
plagioclases des rhyolites de la formation d’Hébécourt en aient incorporés autant.
En somme, tenant compte de ces restrictions, les deux types de profil concordent
relativement bien, mais celui correspondant à la fusion partielle correspond moins à la réalité
du mélange des minéraux. Si on se fie à l’analyse, la rhyolite porphyrique aurait un taux de
fractionnement du basalte à 80% ou de fusion partielle à 12%
tandis que la rhyolite
aphyrique aurait un taux de fractionnement de 70 % ou de fusion partielle de 20%.
Discussion
Les sphérules de dévitrification dans la rhyolite (~2%) témoignent de températures de
cristallisation allant jusqu’à 700-800 °C selon le développement de la texture. À noter que les
unités bréchiques felsiques n’ont pas d’enclaves ou de clastes de composition intermédiaire,
alors il n’y a pas de signes de la présence des unités intermédiaire entre le basalte et la
rhyolite dans la stratigraphie. Des observations de terrain, les fragments de lapilli ou de
bombes n’avaient pas de bordure figée dans les faciès bréchiques. C’est le cas des rhyolites
sous-marines qui ont un magma trop visqueux et cela donne une roche vitreuse et sans
39
bordures figées pour les fragments (P.-S. Ross, commun. Pers. 2008). Cependant, la présence
des cristaux de quartz résorbés indique que le magma de la chambre initiale n’est pas
nécessairement en équilibre lors de la remontée du magma. En fait, la solubilité du quartz
augmente avec la dépressurisation du magma et les phénocristaux qui étaient en équilibre
initial avec la matière en fusion deviennent résorbés (McPhie, 1993). Cela n’exclue pas non
plus qu’il pourrait y avoir l’injection d’un autre liquide dans le système d’après la zonation
de certains microphénocristaux de plagioclases (Vernon, 2004). Si les bordures de verre des
microphénocristaux de quartz représentent une zonation, cela supporterait davantage cette
hypothèse (Müller, 2004). En ce qui concerne l’équilibre chimique, il y aurait une évidence
de l’immiscibilité d’un liquide lors du refroidissement du magma (avant la sortie du matériel
volcanique) seulement si la géochimie est différente entre le reste de la roche et la section de
ces bordures de verre autour des quartz. La présence de moins de 2-3% de vésicules dans le
basalte d’Hébécourt ainsi que son faciès coussiné indique un environnement sous-marin
relativement profond (sinon la vésicularité serait possiblement plus importante). Pour la
rhyolite, il n’y a pas de vésicules (<1%) non plus, donc l’environnement pourrait être aussi
sous-marin.
Un manque de roche entre 58-66% de SiO2 dans la séquence étudiée démontre une
discontinuité dans l’évolution de la différenciation et du fractionnement entre les basaltes et
les rhyolites dans les produits éruptés. L’émission d’andésite n’a peut être pas été produite
dans l’environnement ou le fractionnement peut être discontinue dans la différenciation, mais
cela est très caractéristique du volcanisme bimodal des formations du Groupe de Blake River
(Gélinas et al., 1984; Péloquin et al., 1990; Laflèche et al., 1992).
40
Les rhyolites porphyriques et aphyriques sont tholéitiques comme le basalte et lui seraient
apparentées selon le diagramme Zr/Y (les données pour La/Yb, Th/Yb sont insuffisantes,
mais prouvent également une même affinité). En somme, les rhyolites peuvent être obtenues
directement par fractionnement selon ce graphique, mais il reste à prouver si leur origine peut
autant tenir compte d’une fusion partielle du basalte.
Le basalte d’Hébécourt et les rhyolites sus-jacentes ont fait éruption dans un même
environnement tectonique d’une dorsale océanique selon les éléments des terres rares et elles
ne seraient pas contaminées par des éléments anomaliques dans le manteau ou dans une
croûte continentale fusionnée. Aucun des éléments traces (exception de Ti) n’est appauvri de
façon absolue comparativement à un N-MORB, donc l’environnement d’un arc volcanique
est peu probable (Pearce, 1996). Une différentiation chimique par cristallisation fractionnée
est possible vu les profils parallèles des basaltes et des rhyolites (Lacasse, 2006). Les
anomalies de Ti et Eu des profils indiquent pour les rhyolites qu’il y a un contrôle des oxydes
de fer et de titane et des feldspath plagioclases au cours d’une différenciation par
fractionnement (Lacasse, 2006). Pour l’environnement tectonique, les rapports Th/Nb ou
Ta/Nb indiquent qu’il n’y a pas d’effet de subduction ou d’association à un environnement
d’arc volcanique (Pearce, 1996). Aussi, le ratio Nb/Y des unités felsiques confirme que
l’environnement est celui d’un rift océanique. Les modèles pétrogénétiques à partir des terres
rares ont pu démontrer qu’un taux de fractionnement de ~70-80% du basalte d’Hébécourt
peut engendrer les rhyolites du secteur d’étude. Pour le taux de fusion, la modélisation
pouvait fonctionner en tenant compte d’un mélange de minéraux moins représentatif et on
obtenait un intervalle de valeur de 12-20 %, ce qui est difficile à réaliser pour un MORB
moderne.
41
Conclusion
Cette étude renseigne sur la pétrogenèse de la Formation d’Hébécourt à partir des
analyses pétrographiques et géochimiques des laves. En effet, la rhyolite
d’Hébécourt
pourrait être dérivée du basalte sous-jacent par un processus de fractionnement dans une
chambre magmatique près d’une dorsale océanique. Un fractionnement de ~70-80 %
d’olivine-clinopyroxène-plagioclase à partir d’un magma basaltique donne la composition
souhaitée. Cependant, une fusion partielle d’un basalte ne peut expliquer de façon
convaincante la composition de la rhyolite, excepté si les taux de fusion durant l’Archéen
sont beaucoup supérieurs à ceux sous une croûte océanique actuelle. Dans la région sous une
dorsale océanique, il est plausible qu’un mélange magmatique se produise par injection sous
la chambre d’un nouveau liquide, ce qui causerait un déséquilibre thermique et chimique
avant et pendant la remontée du matériel vers la surface selon les textures minérales. Sur
l’échelle de temps de l’activité volcanique, la chambre volcanique aurait évoluée sans
contamination par fusion crustale et se serait différenciée selon le modèle des séries
tholéiitiques bimodales perçues ailleurs dans la géologie du Groupe de Blake River (Gélinas
et al., 1984; Péloquin et al., 1990; Laflèche et al., 1992). Cependant, dans le secteur, la
stratigraphie volcanique de la Formation d’Hébécourt comprend une lacune pour les
andésites et les dacites. Ensuite, dans un contexte sous-marin relativement profond de
l’environnement d’un MORB et entre 2,701-2,704 Ma, l’émission des laves se ferait dans une
étape du cycle de Wilson moins avancée à l’échelle du Groupe de Blake River et
paléogéographiquement en retrait de la zone d’un arc volcanique océanique. Si l’on compare
avec le district de Noranda, les dépôts de sulfures massifs volcanogènes sont compris dans
des séquences bimodales, dominées par des basaltes avec une affinité géochimique d’arc
42
primitif (Gibson et Galley, 2007). En ce qui importe l’exploration du secteur d’étude, il est à
se demander si la deuxième exhalite suivrait le deuxième cycle volcanique de la rhyolite
d’Hébécourt avec les mêmes caractéristiques pétrogénétiques des laves. Il est aussi curieux
de savoir ce qu’il advient du ou des réservoirs magmatiques originaires de la rhyolite
d’Hébécourt durant la mise en place des premières séquences de la Formation de Renault
Dufresnoy qui lui est sus-jacente.
43
BIBLIOGRAPHIE
Actlabs. Trace Element Analysis, http://www.actlabs.com/trace_elem_analysis.htm, 2006
Ayer, J.A., Thurston, P.C., Bateman, R., Dubé, B., Gibson, H.L., Hamilton, M.A, Hathway,
B., Hocker, S.M., Houlé, M.G., Hudak, G., Ispolatov, V.O., Lafrance, B., Lesher, C.M.,
MacDonald, P.J., Péloquin, A.S., Piercey, S.J., Reed, L.E. et Thompson, P.H., (2005),
Overview of results from the Greenstone Architecture Project : Discover Abitibi Initiative;
Ontario Geological Survey, Open File Report 6154, 1460.
Barrett, T..J., Cattalani, S. et Mac Lean, W.H., (1993), Volcanic lithogeochemistry and
alteration at the Delbridge massive sulphide deposit, Noranda, Quebec: Journal of
Exploration Geochemistry, v. 48, p. 135-173
Barrett, T..J. et MacLean, W.H., (1999). Volcanic sequences, lithogeochemistry, and
hydrotherma l alteration in some bimodal volcanic-associated massive sulfide systems-In:
Volcanic-Associated Massive Sulfide Systems: Processes and Examples in Modern and
Ancient Settings (C.T. Barrie and M.D. Hannington, editors). Reviews in Economic Geology,
v. 8, p. 101-131.
Corfu, F., Jackson, S. L. et Sutcliffe., R. H. (1991). U–Pb ages and tectonic significance of
late Archean alkalic magmatism and nonmarine sedimentation: Timiskaming Group,
southern Abitibi belt, Ontario, Canadian Journal of Earth Sciences, v. 28(4), p. 489-503
Dimroth, E., Imreh, L., Rocheleau, M. et Goulet, N., (1982). Evolution of the south-central
part of the Archean Abitibi belt, Quebec. Part I: stratigraphy and paleogeographic model,
Canadian Journal of Earth Sciences, v. 19, p. 1729-1758
Gélinas, L., Trudel, P. et Hubert, C. (1984). Chemostratigraphic division of the Blake River
Group, Rouyn Noranda area, Abitibi, Quebec; Canadian Journal of Earth Sciences, v. 21, p.
220-231.
Gibson, H. L. et Galley., A.G., (2007). Volcanic massive sulphide deposits of the Archean,
Noranda District, Quebec, in Goodfellow, W.D., ed, Mineral Deposits of Canada: A
Synthesis of Major Deposit-types, District Metallogeny, the Evolution of Geological
Provinces, and Exploration Methods, Special Publication No. 5, Mineral Deposits Division,
Geological Association of Canada, p. 533-552
Gibson, H. L. et Watkinson, D. H., (1990). Volcanic masive sulphide deposits of the Noranda
cauldron and shield volcano, Quebec. In: M.Rive, P. Verpaelst, Y. Gagnon, J.M.
44
Goutier, J. (1997). Géologie de la région de Destor (32D/07-200-0201). Ministère des
Ressources naturelles du Québec, Québec, Rapport géologique RG 96-13, 37p.
Hess, P. C. (1989). Origins of igneous rocks, Cambridge, Harvard University Press, 336 p.
Lacasse, C., Sigurdsson, H., Carey, S.N., Jóhannesson, H., Thomas, L.E., Rogers, N.W.,
(2005). Bimodal volcanism at the Katla subglacial caldera, Iceland: insight into the
geochemistry and petrogenesis of rhyolitic magmas, Bulletin of Volcanology, v. 69, p. 373399
Laflèche, M.R., Dupuy, C. et Dostal, J. (1992). Tholeiittic volcanic rocks of the late Archean
Blake River Group, southern Abitibi greenstone belt: origin and geodynamic implications:
Canadian Journal of Earth Sciences, v. 29, p. 1448-1458
Lafrance, B., Davis, D.W., Goutier, J., Moorhead, J., Pilote, P., Mercier-Langevin, P., Dubé,
B., Galley, A.G., et Mueller, W.U. (2005). Nouvelles datations isotopiques dans la portion
québécoise du Groupe De Blake River et des unités adjacentes; Ministère des Ressources
naturelles et de la Faune (Québec), Rapport RP 2005-01, 15p.
Lafrance, B., Moorhead, J. et Davis, D.W., (2003). Cadre géologique du camp minier de
Doyon-Bousquet-Laronde. ET 2002-07, Ministère des ressources naturelles, de la faune et
des parcs (Québec), 45p.
MacLean, W.H. et Barrett., T.J.,(1993). Lithogeochemical techniques using immobile
elements, Journal of Geochemical Exploration, v. 48, p. 109-133
McPhie J., Doyle M. et Allen R. (1993). Volcanic textures: a guide to the interpretation of
textures in volcanic rocks. University of Tasmania, Hobart, Tasmania, p. 196
Moyen, J.-F., (2008). Géologie et géotourisme, http://jfmoyen.free.fr/spip.php?article200
Müller, A., Breiter, A.K., Seltmann, R., Pécskay, Z. (2004). Quartz and feldspar zoning
in the eastern Erzgebirge volcano-plutonic complex (Germany, Czech Republic):
evidence of multiple magma mixing, Lithos, v. 80, Issues 1-4, p. 201-227
Pearce, J.A., Harris, N.B.W. et Tindle, A.G., (1984). Trace Element Discrimination
Diagrams for the Tectonic Interpretation of Granitic Rocks, Journal of Petrology, v. 25,
num. 4, p. 956-983
Pearce, J.A., (1996). A User’s Guide to Basalt Discrimination Diagrams, dans Wyman,
D.A., éd., Trace Element Geochemistry of Volcanic Rocks: Applications for Massive
Sulphide Exploration: Geological Association of Canada, Short Course Notes, v. 12,
p.79-113.
Péloquin, A.S., Potvin, R., Parais, S., Laflèche, M.R., Verpaelst, P. et Gibson, H.L. (1990).
The Blake River Group, Rouyn Noranda area, Quebec: a stratigraphic synthesis; in The
Northwestern Quebec Polymettalic Belt: a Summary of 60 years of Mining Exploration, (ed.)
M. Rive, P. Verpaelst, Y. Gagnon, J.M. Lulin, G. Riverin, and A. , p. 101-117
45
Percival, J.A., (2007). Geology and metallogeny of the Superior Province, Canada, dans
Goodfellow, W.D., éd., Mineral Deposits of Canada: A Synthesis of Major Deposittypes, District Metallogeny, the Evolution of Geological Provinces and Exploration
Methods, Special Publication 5, Mineral Deposits Division, Geological Association of
Canada, p. 903-928.
Powell, W.G., Carmichael, C.J. et Hodgson, C.J., (1993). Thermobarometry in a
subgreenschist to greenschist transition in metabasites of the Abitibi greenstone belt,
Superior Province, Canada. Journal of Metamorphic Geology, v. 11, p. 165-178
Ragland, P.C. (1989). Basic Analytical Petrology, Oxford University Press, New York, USA,
369p.
Syme, E.C., Lucas, S.B., Bailes, A.H. et Stern., R.A., (1999). Contrasting arc and MORBlike assemblages in the Paleoproterozoic Flin Flon Belt, Manitoba, and the role of intre-arc
extension in localizing volcanic-hosted massive sulphide deposits, Canadian Journal of Earth
Sciences, v. 36, p. 1767-1788
Vernon, R.H., (2004). A practical guide to Rock Microstructure, Cambridge, Cambridge
University Press, 594p.
Wilson, M. (1989). Igneous Petrogenesis: A global tectonic approach, Academic Division of
Unwin Hyman Ltd., London, UK, 466p.
Winchester, J.A. et Floyd, P.A. (1977). Geochemical discrimination of different magma
series and their differentiation products using immobile elements, Chemical Geology, v. 20,
p. 325-343
46