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Université du QuébecINRS -Eau-Terre-Environnement
Géochimie et pétrogenèse des rochesNatashquan, secteur oriental de la
métagabbroïques du domaine deProvince de Grenville, Québec
ParGuy Scherrer
Mémoire présentépour I'obtention
du grade de Maître ès sciences (M.Sc.)en Science de la Terre
Examinatrice interne
Examinateur externe
Directeur de recherche
Codirecteur de recherche
Dr. Louise Corriveau. Commissiongéologique du Canada
Dr. Pierre Verpaelst, Ministère desRessources naturelles du Québec
Dr. Léopold Nadeau, Commissiongéologique du Canada
Dr. Marc R. LaFlèche.INRS-ETE
@ droits réservés de Guv Scherrer. 2003
Résumé
Les chaînes orogéniques sont constituées d'ensembles lithotectoniques accolés les uns aux autres par deszones importantes de cisaillement. Ces ensembles sont individualisés, l'un par rapport à I'autre, par leurshéritages géologiques propres. La partie orientale de la Province tectonique de Grenville ne fait pasexception. La reconnaissance de tels ensembles y est cependant ardue suite à I'oblitération des relatiônsstratigraphiques initiales et au métamorphisme régional de haut grade. Dans ce contexte, la présenced'essaims de dykes et de filons-couches gabbroïques et leurs caractéristiques géochimiques fourrrissent unmarqueur structural, paléotectonique et temporel utile pour I'individualisation des ensembleslithotectoniques et la reconstruction de I'histoirc tectonique de la région.
La région d'étude couvre la partie sud du domaine de Natashquan. Elle chevauche I'aire principaled'affleurement de la séquence métasédimentaire du Groupe de Wakeharrl auquel les dykes et filons-couches de la Suite mafique de la Robe-Noire sont spatialement associés, et le Complexe d'Aguanish où lesintrusions gabbroïques sont nettement moins abondantes et de taille modeste. De premier abord, les rochesgabbroïques de la Suite mafique de la Robe-Noire devraient se distinguer nettement, sur le planpéhographique et géochimique, de celles du Complexe d'Aguanish,
Les observations pétrographiques et de terrain montrent cependant que les roches métagabbroïques de larégion d'étude partagent pour I'essentiel les mêmes textures et struÇtures plutoniques reliques. Ces rochessont fortement amphibolitisées, et le degré de préservation de leurs traits magmatiques est directement reliéà la taille des corps. Aucune structure diagnostique de volcanisme basaltique ou andésitique n'a étéreconnue dans la région d'étude.
Les signatures géochimiques des roches gabbroïques étudiées correspondent à celles de basaltesintraplaques de type plateau continental. Les variations géochimiques entre les différentes groupesd'échantillons sont de I'ordre de grandeur de celles normalement produites lors de l'évolution et de la miseen place de grands systèmes magmatiques. L'alcalinité des roches gabbroïques tend à augmenter ens'éloignant du secteur centre-ouest du Groupe de Wakeham (synforme de Davy), qui correspondprobablement au foyer de mise en place du système. De plus, le degré de fractionnement, qui est en relationavec le taux de fusion partielle de la source, présente la même tendance. Ainsi, les échantillons provenantde la slmforme de Davy, où les dykes et filons-couches sont très abondants, montrent des évidences de tauxde fusion partielle plus élevés que ceux provenant du Complexe d'Aguanish. D'autre part, nos donnéessuggèrent que la profondeur de la source mantellique a vraisemblablement diminué de 150 à 100 km aucours la mise en place de la suite.
Un groupe d'échantillons du Complexe d'Aguanish se distingue cependant par la présence de fortesanomalies négatives en Nb-Ta. L'origine des anomalies demeure incertaine. Le couplage intime de ceséchantillons avec ceux qui sont dépourvus d'anomalies, et l'absence de roches génétiquement liées etd'aff,rnité franchement calco-alcaline élimrnent cependant la possibilité d'une mise en place dans unenvironnement d'arc insulaire volcanique.
Finalement, les tendances géochimiques régionales peuvent être expliquées dans le cadre de l'évolutionspatiale et temporelle de mise en place de la suite. Les roches fortement alcaline issues de taux de fusionpartielle faibles témoignent à la fois des stades précoces d'extraction de magma et d'une position distaled'intrusion par rapport au foyer principal situé au niveau de la slmforme de Davy. Par contre, les rochesd'affinité subalcaline produites à partir d'un taux de fusion élevé représentent probablement le stade maturede la mise en place et se concentrent préférentiellement près du foyer d'influsion principale.
Léopold NadeauDirecteur de recherche
Remerciements
Je tiens à remercier mon directeur, le passionné, Dr Léopold Nadeau de sa confiance etde son support moral et financier tout au long de mon cheminement. Je remercieégalement mon co-directeur, le Dr Marc R. LaFlèche, pour ses judicieux conseils et sescommentaires toujours pertinents durant les lectures préliminaires et pour sa contributionfinancière.
Je tiens fortement à remercier le Dr Louise Corriveau pour ses nombreux encouragementsainsi que pour son implication dans mes campagnes de terrain pour la récolte de meséchantillons.
Je remercie le Dr Pierre Verpaelst et le ministère des Ressources naturelles du Québecpour leur intérêt démontré tout au long du projet ainsi que pour les donnés qu'ils ont misà ma disposition pour la réalisation de ce mémoire.
Je veux également remercier M. Pierre Brouillette de la Commission géologique duCanada pour ses mille-et-un trucs, ses dépannages et pour tout le reste durant monpassage à I'INRS.
Je remercie madame Gisèle Larochelle pour la révision du français.
Je suis également reconnaissant à tous les étudiants qui m'ont encouragé, aussi minimesque soient ces encouragements à leurs yeux, ils comptent grandement dans mon esprit.
A Louise, Gabriel et Marianne
Table des matières
Résumé .......ii
Remerciements........... .................... i i i
Liste des figures ...........vii
Liste des tableaux .........x
Chapitre 1- Introduction et cadre géologique régional.... .....................11.1 Problématique et objectifs ............11.2 Localisation......... .......51.3 Méthodologie .............91.4 Travaux antérieurs.. ......................91.5 Cadre géologique .......10
1.5.1 Litholosies .....101.5.1.1êro,rp" de Wakeham .............101.5.1.2 Sui te maf ique de la Robe Noire. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .111.5.1.3 Suite mafique de Lil l ian ........131.5.1.4 Complexe d'Aguanish ...........141.5.1.5 Suite anorthositiquedeHavre-Saint-Pierre. ..............15
1.5.2 Cadre structural.. ..............151.5.3 Métamorphisme régional ...................16
Chapitre 2- Relations de terrain et pétrographie ............ ......................192.1 Empreintes métamorphiques et nomenclature......... ........192.2Textttres et structures ignées reliques ............202.3 Minéraux ignés reliques et assemblages métamorphiques......... ........202.4 Mode d'intrusion ........242.5. Zones de mylonite et d'altération hydrothermale ...........252.6lmbrication structurale .................26
Chapitre 3 - Canctérisation géochimique ............. ............293.1 Nomenclature, échantillonnage et méthodes analytiques ..................29
3.1.1 Nomenclature... ................293.1.2 Stratégie d'échantillonnage ...............293.1.3 Broyage.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .303.14 Méthodes analytiques......... ................30
3.2Évaluation de la mobilité des éléments et validation des analyses ......................313.2.1 Site d'échantillonnage .....313.2.2 Charrgements de composition due à l'altération et au métamorphisme
régional.... ......323.2.3 Yalidation des analyses pour utilisation des discriminants tectoniques..3S3.2.4Effetsdufractionnementmagmatique............... ....................40
3.3 Caractérisation lithogéochimique ..................413.3.1 Pléments majeurs. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .433.3.2E1éments traces ... . . . . . . . . . . . . .543.3.3 Discrimination tectono-magmatique ...................71
3.4 Points saillants de la caractérisation géochimique............... ..............75
Chapitre 4 - Pétrogenèse et discussion ............774.1 Origine et contexte géodynamique de mise en place des magmas basaltiques ...774.2Pétrogenèse des ensembles Rn et Agh, et sous ensembles Mus-I et Rom-I ........82
4.2.1Yaiations observées à I'intérieur de la Suite mafique de Robe Noire....844.2.2Environnement tectono-magmatique de mise en place des ensembles
RN et Agh, et Mus-I et Rom-I... ........884.3 Pétrogenèse des sous-ensembles Rom-II et Mus-II, montrant des anomalies
négatives en Nb-Ta et Ti.. . . . . . . . . . . . . . . . . .884.3.1 Origine des anomalies négatives enNb-Ta .........884.3.2 Origines des anomalies négatives en Nb-Ta et Ti des sous-ensembles
Mus-II et Rom-II . . . . . . . . . . . . .924.3.4 Cadre paléotectonique de mise en place des sous-ensembles Mus-II
et Rom-II . . . . . . .1004.4 Points saillants de l'étude pétrogénétique.......... ..............1024.5 Comparaison avec les données du ministère des Ressources naturelles du
Québec (IvINRQ) ... . . . . . . . . . .103
Chapitre 5 - Modèle paléotectonique........... ....1095.1 Contraintes .. . . . . . . . . . . . . . . .1095.2 Modèle . . . . .110
Références
Appendice AAppendice BAppendice CAppendice DAppendice EAppendice F
Coordonnées des échanti l lons.... . . . . . . . . . . . . . . . .123Tableau synthèse de la pétrographie....... ....127Tableau des compositions des éléments majeurs .........133Tableau des abondances en minéraux normatifs CIPW .................137Tableau des compositions en éléments traces ..............14',Tableau des données isotopiques pour le système samarium-néodyme...........149
VI
Figure 1.1
Figure 1.2
Figure 1.3
Figure 1.4
Figure 1.5
Figure 1.6
Figure 2.1
Figure2.2
Figure 3.1
Figure 3.2
Figure 3.3
Figure 3.4
Figure 3.5
Figure 3.6
Figure 3.7
Figure 3.8
Figure 3.9
Figure 3.10
Liste des figures
Carte lithotectonique de la Province géologique de Grenville.. ........2
Carte géologique régionale montrant les secteurs étudiés.... .............3
Carte géologique du secteur HSP-Natashquan et la localisation des siteséchanti l lonnés ... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .6
Carte géologique du secteur Musquaro-La Romaine et la localisation dessites échanti l lonnés.... . . . . . . . . . . . . . . . . . .7
Carte de localisation des échantillons du ministère des ressources Naturellesdu Québec . . . . . . . . . . . . . . . . . .8
Planche de photos
Planche de photos.. ....21-22
Planche de photos ......27-28
Diagrammes de l'indice d'hyperaluminosité (P.I.) en fonction de l'indiced'altération (A.I.). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .33
Diagrammes de KzO en fonction du Rb.... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .35
Diagrammes de Rb en fonction de Cs ...........37
Diagrammes de Th/U en fonction de LalTh... .................39
Diagrammes de AlzO:-TiOz ........42
Diagrammes de classification des basaltes basée sur I'utilisation desminéraux normatifs CIPW..... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .46
Diagrammes discriminants pour les roches mafiques du secteur HSP-Natashquan ... . . . . . . . . . . . . .48
Diagrammes discriminants pour les roches mafiques du secteur Musquaro-La Romaine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .49
Diagrammes des oxydes vs MgO des roches mafiques du secteur HSP-Natashquan ... . . . . . . . . . . . . .51
Diagrammes des oxydes vs MgO des roches mafiques de la région de LaRomaine. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .52
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Figure 3.11
Figure 3.12
Figure 3.13
Figure 3.14
Figure 3.15
Figure 3.16
Figure 3.17
Figure 3.18
Figure 3.19
Figure 3.20
Figure 3.21
Figure 3.22
Figure 3.23
Figure 4.1
Figure 4.2
Figure 4.3
Figure 4.4
Diagrammes des oxydes vs MgO des roches mafrques de la région du lacMusquaro. .. . . . . . . . . . . . . . . . .53
Diagrammes d'éléments traces portés en fonction du MgO pour les rochesdu secteur HSP-Natashquan ........56
Diagrammes d'éléments traces portés en fonction du MgO pour les rochesdu secteur La Romaine.... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .57
Diagrammes d'éléments traces portés en fonction du MgO pour la région dulac Musquaro ... . . . . . . . . . .58
Spectres des éléments des terres-rares @fn; normalisés aux valeurs de N-MORB . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .59
Spectres des éléments des terres-rares @fnl normalisés aux valeurs de N-MORB .... .60
Spectres multi-éléments des roches mafiques du secteur HSP-Natashquan.......63
Spectres multi-éléments des roches mafiques du secteur Musquaro-LaRomaine... . . . . . . . . . . . . . . . . . .64
Diagramme binaire de différents rapports d'éléments traces en fonction duMgO.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .67
Diagrammes de classification des roches basltiques selon Winchester etFloyd, 1977.... . . . . . . . . . . . .69
Diagrammes d'éléments et de rapport d'éléments traces portés en fonctiondu MgO pour les échantillons du secteur de La Romaine... ..............70
Diagrammes binaires des rapports Th/Ta en fonction de TMHF ......72
Diagrammes de discrimination tectono-magmatique de S/ood et al., 1980........74
Diagramme synthèse de la mise en place tectonique des basaltes ......................79
Diagrammes multi-éléments représentant les spectres caractéristiques dedifferents types de basaltes.... ......80
Diagrammes des rapports Th/Yb en fonction de TalYb.. ..................83
Diagrammes des rapports Nb/Yb en fonction de ZrlY..... .................87
vl1l
Figure 4.5
Figure 4.6
Figure 4.7
Figure 4.8
Figure 4.9
Figure 4.10
Figure 4.l l
Figure 5.1
Diagramme multi-éléments de spectres classique tirées de Mahoney et a1.,2000 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .91
Diagrammes multi-élémentes des roches du secteur Musquaro-La Romaine.....94
Diagramme s triangulaire s Th/Ta-Tb/Th-Hf/Th normali sé s aux valeurs dechondrite .. . . . . . . . . . . . . . . . . . .96
Diagrammes binaires du rapport CelSm vs Ce........ ........98
Diagramme de sNd11y en fonction du rapport Ti/Yb........ ..................101
Diagrammes discriminants pour les roches mafiques .....104
Spectres des ÉtR et diagramme du rapport CelSm sur Ce pour leséchantillons du ministère des ressources Naturelles du Québec .......106
Modèle paléotectonique proposé.............. .....112
IX
Tableau 3.1
Tableau3.2
Tableau 3.3
Tableau 3.4
Tableau 3.5
Tableau 3.6
Tableau 3.7
Tableau 3.8
Tableau 4.1
Tableau4.2
Tableau 4.3
Liste des tableaux
Echantillons suspectés d'être altérés, partiellement ou totalementretirés de l'étude ........40
-4. .Eléments majeurs dans les roches gabbroïques.... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .44
Valeurs normatives CIPW de certains minéraux pour le secteur HSP-Natasquan ... . . . . . . . . . . . . . . .42
Valeurs normatives CIPW de certains minéraux pour le secteur Musquaro-La Romaine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .45
ValeursmoyenneSenélémentsdetransit ion.... . . . . . . . . � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � �
Éléments traces incompatibles de I'ensemble RN ........... .................54
Élémentstracesincompatiblesdel 'ensembleAgh.... . . . . . . � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � � �
Moyennes de certains rapports d'éléments traces dans le secteur Musquaro-La Romaine. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .66
Classification des roches mafique selon Thompson (1984) ..............85
Valeur moyenne des rapport LalSm, LalYb et des abondances en TiO2............86
Teneurs moyennes en SiO2 des différents sous-ensembles des rochesGabbroïques.... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .97
Chapitre I
Introduction et cadre géologique régional
1.1 Problématique et objectifs
Notre compréhension de I'architecture et de l'évolution des chaînes orogéniques telles que
la Province de Grenville au Canada dépend, en tout premier lieu, de notre capacité à
identifier, à isoler et à caractériser les differents domaines lithotectoniques qu'elles
renferment (e.g., Wynne-Edwards , 1972; Rivers et al., 1989). En effet, ces domaines, qui
sont généralement accolés les uns aux autres via de grandes zones de cisaillement,
constituent les principaux blocs de construction des orogenèses collisionnelles tel que
I'Himalaya dont le modèle grenvillien s'inspire largement (e.g. Rivers et al., 1989;
Davidson, 1998; Ludden et Hynes, 2000). La reconnaissance de ces domaines dans le
socle précambrien est généralement rendue très difficile suite à I'oblitération des relations
stratigraphiques primaires et au métamorphisme régional de haut grade.
L'utilité des dykes et intrusions mafiques en tant que marqueur temporel, structural et
paléotectonique est depuis longtemps reconnue dans ce type de terrain (e.g. Bridgwater et
al., 1973a, 1973b; Dimroth et a1., 1981; Ketchum et Davidson, 2000). D'une part, la
présence dans des terrains géographiquement accolés, d'intrusions mafiques présentant
des signatures géochimiques reflétant des héritages pétrogénétiques contrastés, peut
signaler l'existence de terrain allochthone. D'autre part, la présence d'un essaim
d'intrusions mafiques transgressant les limites de domaines lithotectoniques permet
d'établir une limite temporelle pour leur accrétion, et constitue un marqueur structural et
métamorphique de leur évolution subséquente. La présente étude, qui se concentre sur la
caractérisation lithogéochimique et la pétrogenèse des roches mafiques du domaine de
Natashquan, vise ultimement à fournir des contraintes paléotectoniques utiles pour
reconstituer I'histoire géologique d'un grand secteur de la partie orientale de la Province
de Grenville (Fig. 1.1).
Le domaine de Natashquan (Fig. 1.2; Gobeil et al., 2003) se distingue en tout premier lieu
par la préservation partielle du Groupe de Wakeham, constitué d'une séquence
épicontinentale d'âge Mésoprotérozoïque précoce (1,5 Ga) qui présente, dans un contexte
grenvillien, llne abondance et un degré remarquable de préservation de structures
sédimentaires.
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Suite anorthositique deHavre€t-Pierre (ca. 1,1 Ma)
Province, Open lile 3346. scale l:2 00O 000
W Basalte gabbro et métagabbro (ca. 1.18 Ma)Gneiss tonalitique, orthogneiss granitiqueet gneiss non différencié (ca. 1.5 - 1.4 Ma)Roches supracrustales du groupe de Wakeham:quartzite, arkose, conglomérat, schiste pélitique,roche volcanique felsique, rhyolite, tuf etgneiss
Localisation des sites échantillonnés pour cette étude
O Localisatio4 des sites échantillonnés par le MRN-Q
Figurel.2. Carte géologique régionale montrant les secteurs étudiés
Cette séquence a été partiellement démembrée lors de I'intrusion des nombreux filons-
couches et des dykes de gabbro de la Suite mafique de la Robe-Noire (Verpaelst et al.,
1998) vers 1177 Ma (Martignole et al., 1994). L'assemblage de métasédiments du Groupe
de V/akeham et de métagabbros de la Suite de Robe-Noire a été repris par la déformation
et le métamorphisme régional grenvillien qui ont accompagné la formation de la
synclinale de Davy et la structuration des terrains gneissiques avoisinants dont le
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Complexe d'Aguanish. Ce dernier, quoique dominé par la présence de gneiss et
d'orthogneiss granitiques, renferme également quelques petites intrusions et des dykes
boudinés de métagabbro ainsi que des écrans (petit niveau fini de quelques dizaines de
mètres d'épaisseur par quelques centaines de mètres de longueur) de paragneiss dont
certains rappellent les métasédiments du Groupe de Wakeham. Ces petites intrusions et
ces dykes gabbroïques de même que ces écrans de paragneiss sont généralement de tailles
trop modestes pour être cartographiés (Verpaelst et al.,1997a, I997b,1998). Quoique le
contact entre le Complexe d'Aguanish et le Groupe de V/akeham soit structural le long de
la zone de cisaillement du lac Caron, le patron d'affleurements du Groupe de Wakeham
dans la partie orientale du Complexe d'Aguanish apparaît comme étant en partie intrusif.
Le style d'intrusion et I'abondance des dykes et filons-couches gabbroïques different
cependant considérablement à travers le domaine de Natashquan, selon leur association
avec le Groupe de Wakeham ou avec le Complexe d'Aguanish.
La caractérisation géochimique et l'étude pétrogénétique de ces roches peut donc nous
renseigner quant à leur cadre paléotectonique de mise en place. Dans ce contexte, les
principales questions auxquelles cette étude tentera d'apporter un nouvel éclairage sont
les suivantes:
1) Combien de suites de roches métagabbroiques distinctes peuvent être reconnues
dans le domaine de Natashquan?
2) Quels sont les traits cartographiques, pétrographiques et géochimiques distinctifs
de ces suites?
3) Existe-t-il des liens pétrogénétiques possible entre elles?
4) Dans quel environnement paléotectonique ces suites ont-elles pu être générées et
mises en place?
5) Est-ce que I'assemblage des roches sédimentaires du Groupe de Wakeham et du
metagabbro de la Suite mafique de la Robe-Noire est tectoniquement allochthone
par rapport au Complexe d'Aguanish?
1.2 Localisation
La région d'étude couvre trois secteurs différents de la partie sud du domaine de
Natashquan (Fig. 1.2). Les échantillons recueillis le long de la zone cotière et de la route
reliant les municipalités de Havre-Saint-Pierre et de Natashquan sont représentatifs de la
Suite mafique de la Robe-Noire, à I'ouest de la zone de cisaillement de Lac Caron et de la
partie occidentale du Complexe d'Aguanish (Fig. 1.3). Les deux autres secteurs sont
situés dans la partie orientale du Complexe d'Aguanish, aux abords du lac Musquaro et
du village de La Romaine (Fig.1.4). Ces régions renferment de vastes écrans aux contacts
mal définis de roches supracrustales associées au Groupe de Wakeham (Corriveau et
Bonnet, 2001; Corriveau et al., 2002). La présente étude fait suite aux analyses réalisées
par le Ministère des Ressources naturelles du Québec (MRNQ) dans les secteurs nord-est
et nord-ouest du domaine de Natashquan (Fig. 1.2 et 1.5).
Les municipalités de Havre-Saint-Pierre et de Natashquan se situent respectivement à
-825 et -980 km à I'est de la Ville de Québec, et peuvent être accédées via la route
provinciale #138 qui se termine provisoirement à Natashquan. Le village de La Romaine,
qui se localise 80 km à I'est de Natashquan, est accessible par ligne aérienne à partir de
Sept-Îles et par le service de traversier qui desservent les villages de la Basse-Côte-Nord.
Pour sa part, le secteur du lac Musquaro situé à -70 km au nord-est de Natashquan, n'est
accessible que par nolisement d'hydravion de brousse.
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Figure l.4. Carte géologique du secteur Musquaro-La Romaine avec la localisation dss siteséchantiXlonnôs. La légende géologique est la mêrne que celle de la figure 1.2.
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1.3 Méthodologie
Les travaux de terrain ont été réalisés entre les mois de juin et d'octobre 2000 et 2001,
dans le cadre de levés de terrain conduits par les Drs. L. Corriveau et L. Nadeau, de la
Commission géologique du Canada dans le cadre du programme d'Initiatives
géoscientifiques ciblées de Ressources naturelles Canada. Les échantillons sélectionnés
pour les études pétrographiques et géochimiques ont été préparés au laboratoire de
I'INRS-ETE à Québec. Les méthodes et les procédures analyiques utilisées lors de la
cueillette des échantillons et de leurs analyses géochimiques sont décrites en détail au
Chapitre 3. Un groupe de 96 échantillons a été sélectionné pour fin de caracteûsation
géochimique des roches métagabbroiQues. Parmi ce groupe, 50 échantillons proviennent
de la région de Havre-Saint-Pierre - Natashquan, 19 du secteur du lac Musquaro et27 du
secteur de La Romaine. De plus, 13 échantillons ont été analysés pour les traceurs
isotopiques samarium (Sm) - néodyme (Nd) au laboratoire du Dr. A. Dickin de
I'Université McMaster. Tous ces échantillons ont fait I'objet d'une étude pétrographique
détaillée. Nous avons eu recours à la méthode de coloration au cobaltinitrite sur certaines
lames minces pour distinguer les feldspath potassiques des plagioclases. Les diagrammes
géochimiques ont été obtenus à I'aide du logiciel MINPET 2.02.
1.4 Travaux antérieurs
La région de la Moyenne-Côte-Nord a fait I'objet de plusieurs levés géologiques depuis
le milieu du siècle dernier. Ces levés et les études réalisés au cours des deux dernières
décennies sont au centre de I'ouvrage - Synthèse géologique et métallogénique de la
partie est de la Province de Grenville, sous la coordination des Drs. Daniel Brisebois et
Thomas Clark, en instance de publication par le Ministère des Ressources naturelles de la
Faune et des Parcs du Québec. Ce collectif comprend, entre autre, les synthèses de la
géologie régionale de Gobeil et al. (2003) et de la géochronologie de Wodicka et al.
(2003), dont il est fait abondamment mention dans ce mémoire. D'autre part, les travaux
entrepris depuis l'an2000, portant sur la géologie des secteurs du lac Musquaro et du
village de La Romaine, font I'objet des rapports de Corriveau et Bonnet (2001),
Corriveau et a1., (2002), Bonnet et Corriveau (2003) et Corriveau et a1., (2003).
Finalement, la géochimie des roches métagabbroïques du domaine de Natashquan a été
brièvement discutée dans plusieurs études et rapports géologiques récents (Martignole et
al.,1992 et 1994; Madore et aI. 1997a et I997b; Verpaelst et al., 1997a,I997b, et 1998).
1.5 Cadre géologique
La révision de la géologie de la Moyenne-Côte-Nord, réalisée au cours de la dernière
décennie, qui est au centre de l'étude de synthèse régionale de Gobeil et al. (2003) et
auquel nous réferons les lecteurs pour I'obtention de comptes-rendus descriptifs détaillés,
a notamment permis de situer avec précision, entre 1515 et 1485 Ma l'âge de mise en
place de ces assemblages (Coniveau et al., 2003; Vodicka et al., 2003). Ces âges de
formation du Groupe de Wakeham et de mise en place des plutons granitiques sont les
plus anciens obtenus à ce jour. Ces nouvelles contraintes forcent une révision du cadre
tectonique régional et la re-désignation de ces terrains à la Ceinture allochtone
polycyclique plutôt qu'à I'Allochtone monocyclique (e.g., Rivers et a1., 1989).
La région d'étude renferme plusieurs entités géologiques de grande envergure qui la
singularise au sein de la Province géologique de Grenville (Fig. 1.2). Elle comprend
d'ouest en est, entre les longitudes 64"00' et 60"30', le domaine de Saint-Jean et le
domaine de Natasquan. Le domaine de Saint-Jean est dominé par la Suite anorthositique
de Havre-Saint-Pierre (SAHSP). Le domaine de Natashquan se caractérise par la
présence du Groupe de Wakeham, de la Suite mafique de la Robe-Noire et du Complexe
d'Aguanish. Prenant appui sur l'étude de Gobeil et al. (2003), la présente présentation du
cadre géologique régional se limite aux éléments essentiels ayant une incidence pour la
compréhension des roches intrusives métagabbroïques du domaine de Natashquan.
1.5.1 Lithologies
1.5.1.1 Groupe de Wakeham
Le Groupe de Wakeham, dont l'âge maximal de sédimentation se situe à ca. 1,51 Ga,
(Wodicka et al., 2003; Corriveau et al., 2003) est composé essentiellement d'une
séquence de métasédiments terrigènes très matures, notamment I'arénite qtartzitique /
quartzite, et la subarkose feldspathique / méta-arkose. Ces roches sédimentaires
présentent par endroit un degré remarquable de préservation de structures primaires
1 0
(laminations entrecroisées, slomping ; fig. 1.6a, b). Cette séquence renferme quelques
intercalations de shale / métapelite, de carbonate / gneiss calcosilicaté, et de méta-
conglomérat. Elle renferme également une petite quantité de roches volcaniques
pyroclastiques de composition felsique (rhyolite à rhyodacite), notamment dans la région
du lac Musquaro et du village de La Romaine (Corriveau et Bonnet, 2001; Corriveau et
al., 2002 et 2003). Quoique d'étendue modeste, la mise à jour de roches volcaniques de
type lapilli felsiques qui comporte des fragments felsiques et mafiques suggère un
volcanisme bimodal très significative pour la reconstruction du cadre paléotectonique de
sédimentation. De plus, les travaux de Martignole et al. (1992) font mention de la
présence possible de métabasaltes dans la partie nord du domaine de Natashquan. La
confirmation éventuelle de l'occurrence de métabasalte au sein du Groupe de Wakeham
prendra une signification tout à fait particulière puisqu'elle démontrera de facto
l'existence d'une importante suite volcanique mafique ancienne, contemporaine à la
sédimentation du Groupe de Wakeham.
Le Groupe de V/akeham est généralement interprété comme une séquence sédimentaire
déposée dans un environnement tectonique stable de bassin subsident de faible
profondeur et de grande énergie telle une mer épicontinentale, un bassin d'arrière arc
continental ou encore en bordure. d'une plate-forme continentale. Bien que la base
stratigraphique du Groupe de Wakeham n'ait pas encore été mise à jour, il est
généralement admis que cette séquence repose sur un socle d'âge labradorien formé entre
1,6 et I,7 Ga en périphérie de la Laurentie. La présence de xénocristaux de zircons de 1,6
Ga parmi les roches volcaniques et plutoniques de la région appuient ces interprétations
(Corriveau et al., 2003 ).
1.5.1.2 Suite mafique de la Robe-Noire
Le Groupe de Wakeham a été envahi par les métagabbros de la Suite mafique de la Robe-
Noire (Verpaelst et al., 1998) qui sont au centre de la présente étude (Fig. 1.2). La région
type de cette suite se situe dans le secteur des lacs V/akeham et Beetz. Ces roches
constituent près de 50%o de la synforme de Davy où elles affleurent en niveaux
d'épaisseurs décamétriques à kilométriques formant des crêtes bien individualisées sur les
l l
Figure 1.6 Planche de photos. A) Laminations entrecroisées dans un quartzfte dans leGroupe de V/akeham, station NKL-00-196. B) Exemple de slomping dans une quartzitedu Groupe de V/akeham, station NKL-00-196.
Station Estant Nordant*NKL-00-196* NAD 83, UTM 20
s I 9050 556950
photos aériennes. Elles forment, entre autre, une unité continue à l'échelle régionale de
plusieurs (2 à3) kilomètres d'épaisseur structurale dans le toit de lazone de cisaillement
de Lac Caron, notamment dans le secteur du lac Gaudreault au nord du Complexe
d'Aguanish (Fig. 1.2). Les métagabbros semblent cependant beaucoup moins abondants
dans la demie est du domaine de Natashquan où les métasédiments du Groupe de
Wakeham sont généralement beaucoup moins inclinés. Quoique les gabbros renferment
généralement de 40 à 60% de plagioclase, des niveaux ultramafiques et des niveaux
anorthositiques sont présents par endroit. Ces roches, qui sont variablement foliées,
montrent généralement des textures et structures reliques ignées, notamment des textures
sub-ophitiques et du litage igné modal et textural. Finalement, il est important de
souligner que l'âge présumé d'intrusion de la Suite de Robe-Noire ca. ll77 +51-4 Ma
repose sur une seule détermination qui provient d'un échantillon de métagabbro prélevé
dans la partie nord de la synforme de Davy (Martignole et al., 1994).
1.5.1.3 Suite mafique de Lillian
Le terme Suite mafique de Lillian a été introduit par Madore et al. (1997b) pour désigner
un essaim de dykes de gabbros métamorphisés et légèrement foliés affleurant au
voisinage du lac Briend et du lac Le Doré, dans la partie nord-est du domaine de
Natashquan (Fig. 1.2). Ces dykes sont orientés NE-SO dans la partie occidentale du
feuillet du lac Briend et E-O dans sa partie orientale. Un bon nombre de ces dykes sont
rectilignes et peuvent être tracés sur plusieurs kilomètres à l'aide de photos aériennes.
Ces intrusions présentent donc un patron structural d'apparence beaucoup plus régulier
que celui de la Suite mafique de la Robe-Noire, qui porte à croire qu'ils appartiennent à
un essaim distinct et plus tardif par rapport à la déformation grenvillienne. Ces
différences dans le style d'affleurement peuvent cependant refléter des styles de
déformation différents entre la région type de la Suite de Lillian et celle d'affleurement
principal du Groupe de V/akeham. Les similarités présentées par les signatures
géochimiques de ces deux suites (Madore et al.,1997b; Verpaelst et al., 1997a; Lépine,
1998) tendent à supporter cette hypothèse. La présente étude ne comporte pas
d'échantillons provenant de la région type de la Suite de Lillian. Cependant, comme nous
l 3
le verrons au chapitre 3, certains dykes rectilinéaires d'orientation générale NE-SO
peuvent possiblement être associés à cette suite.
I. 5. I. 4 Complexe d'Aguanish
Le Complexe d'Aguanish désigne I'ensemble des terrains gneissiques à haut rang
métamorphique qui s'étendent au sud et au sud-est de l'aire principal d'affleurements du
Groupe de Wakeham (Gobeil et a1.,2003; Fig. 1.2). Il constitue latrame gneissique des
secteurs du lac Musquaro et du village de La Romaine (Corriveau et al., 2003). Ces
terrains sont dominés par des gneiss et orthogneiss granitiques variablement
migmatitiques. Ce complexe renferme également des écrans de paragneiss et de
métasédiments dont certains sont apparentés aux métasédiments du Groupe de Wakeham.
De plus, il présente de nombreux dykes et filons-couches de métagabbro invariablement
déformés, boudinés et transposés suivant la fabrique gneissique dominante. Ces dykes
boudinés sont généralement d'épaisseur métrique à décamétrique, répétés et formant des
chapelets à travers les aires d'affleurements. Quoiqu'ils forment communément de l0 à
20o des affleurements, ils sont généralement trop petits pour être représentés sur les
cartes géologiques. À certains endroits, ces roches montrent également des textures sub-
ophitiques et des évidences nettes de litage modal et textural semblable à ceux observés
dans les roches de la Suite mafique de la Robe-Noire. Les travaux antérieurs ne
permettent pas d'associer ces roches mafiques aux suites de Robe-Noire ou de Lillian
(Madore et a1.,1997; Verpaelst et al., 1997a; Lépine, I., 1998). Finalement, trois dates de
grande précision obtenues sur des orthogneiss granitiques par la méthode UÆb sur
zircons ignés indiquent que l'âge d'intrusion des granites les plus vieux de ce complexe se
situe entre 1489 et 1501 Ma (Clark et Machado,1995; van Breemen et Corriveau, 2001;
Corriveau et a1., 2003; Wodicka et a1.,2003). D'autre part, en I'absence de détermination
radiométrique directe, l'âge d'intrusion des dykes gabbroiques est contraint, d'une part,
par celui des orthogneiss granitiques de I'encaissant (1,5 Ga) et, d'autre part,par celui de
la déformation et du métamorphisme régional à 1,03-1,02 Ga (van Breemen et Corriveau,
2001; Corriveau et al., 2003; Vodicka et a1., 2003).
1 . 5. 1 . 5 Suite anorthositique de Havr e-Saint- P ierre
La Suite anorthositique de Havre-Saint-Pierre (SAHSP) couvre le spectre anorthosite-
leuconorite-norite-leucogabbro-mangérite. L'anorthosite représente le faciès le plus
commun (Gobeil et al., 2003). Cette suite, qui constitue l'élément distinctif du domaine
de Saint-Jean, couvre une superficie de plus de 20 000 km2. Les âges UiPb sur zircons
ignés indiquent une mise en place en deux phases, la plus ancienne précéde la mise en
place d'une masse de mangérite datée à ca. 1126 +71-6 Ma (Emslie et Hunt, 1990) et la
seconde datée à ca. 1062 + 4 Ma est marquée par I'intrusion d'une masse d'anorthosite
avec des phases pegmatitiques (van Breemen et Higgins, 1993). Rappelons que la mise en
place des complexes AMCG (Anorthosite-mangérite-charnokite-granite) de cette
envergure requiert l'apport de grands volumes de magmas gabbroïques du manteau ainsi
que la production de magmas granitiques par fusion de la base de la croûte continentale
(Emslie et Hunt, 1990). Dans ce contexte, il est important de noter que les contraintes
géochronologiques actuelles indiquent que les premières intrusions de la SAHSP suivent
tout au plus de quelques dizaines de millions d'années l'âge présumé de mise en place de
la Suite mafique de la Robe-Noire.
1.5.2 Cadre structural
D'un point de vue structural, le domaine de Natashquan se distingue notamment par la
présence de la synforme de Davy, une structure fermée d'envergure régionale, de plus de
50 par 125 km, qui constitue I'aire d'affleurement principal de I'assemblage des
métasédiment du Groupe de Wakeham et du métagabbro de la Suite mafique de la Robe-
Noire. Cette structure, vraisemblablement d'âge grenvillien, s'est développée après la
mise en place des filons-couches et des dykes de gabbro. Le flanc O-NO de la synforme
de Davy est interrompu par les intrusions granitiques du Complexe de Buit (Gobeil et al.,
2003) qui démembrent et incorporent des écrans de tailles métriques à pluri-kilométriques
de métasédiments du Groupe de Wakeham. À I'ouest et au nord-ouest, le Complexe de
Buit et, par le fait même, le domaine de Natashquan sont en contact de faille avec la
SAHSP via les zones de cisaillement de I'Abbé-Huard et de Romaine (Fig. 1.2). Les
données structurales fragmentaires relevées le long de ces zones laissent entrevoir une
t5
histoire cinématique complexe ayant fait intervenir des mouvements en chevauchement,
en extension et en décrochement senestre (Gobeil et al." 2003).
La synforme de Davy s'appuie au nord-est sur une antiforme évasée d'envergure
comparable, mais à faible plongée vers le nord. Cette structure sépare en deux I'aire
principale d'affleurement du Groupe de Wakeham. À I'est, par contraste avec la synforme
de Davy, les plis de grande envergure sont très ouverts et les métasédiments sont
généralement nettement moins inclinés. Ce changement de style structural correspond
également à une diminution marquée dans I'abondance des intrusions de métagabbro.
Notons cependant que cette diminution dans I'abondance des roches de la Suite mafique
de la Robe-Noire n'est peut être que le reflet du niveau actuel d'érosion, de grandes
intrusions mafiques pouvant être présentes en profondeur. Cette hypothèse est supportée
par des anomalies magnétique et gravimétriques positives sous les sédiments du Groupe
de Wakeham (Verpaelst et al., 1997a).
D'autre part, le long de sa trace axiale au sud du Groupe de Wakeham, le coeur de cette
antiforme régionale met à jour les dômes gneissiques du Complexe d'Aguanish dont le
contact ouest avec la synforme de Davy correspond à la zone de cisaillement de Lac
Caron (Fig. 1.2). Ces structures font I'objet du mémoire de maitrise de Gervais (2003).
La trace cartographique du flanc est de cette structure, le long de la rivière Aguanus, est
cependant nettement moins bien définie. Quant à elle, la zone de cisaillement de Lac
Caron montre de nombreuses évidences de réactivation tardive focalisée et en faille
normale au faciès des schistes verts. Le sens de cisaillement précoce associé au pic
métamorphique de faciès amphibolite demeure à être précisé.
1.5.3 Métamorphisme régional
Tel que mentionné plus haut, les métasédiments du Groupe de Wakeham se distinguent
notamment par un degré remarquable de préservation des structures sédimentaires. Ce
degré de préservation est attribuable, d'une part, à une empreinte métamorphique
localement nettement moins sévère que celle des complexes gneissiques avoisinants et,
d'autre part, de la nature plus réfractaire de certaines lithologies tel que I'arénite
t6
quartzitique et le conglomérat. En effet, des secteurs discontinus au faciès des schistes
verts ont été documentés dans la partie centrale de I'aire d'affleurement principal du
Groupe de Wakeham, donnant lieu par endroit à un gradient métamorphique croissant
vers les complexes de bordures métamorphisés au faciès supérieur des amphibolites
(Camion, l99l; Indares et Martignole, 1993; Madore et al., 1997b; Verpaelst et a1.,
1998). De plus, le grade métamorphique augmente également dans la partie sud-est du
domaine de Natashquan, dans les secteurs du lac Musquaro et de La Romaine (Fig. 1.2),
conduisant à I'apparition locale de roches au faciès des granulites (Corriveau et a1.,2002;
Bonnet et Corriveau, 2003).
Dans le secteur côtier, entre Havre-Saint-Pierre et Natashquan, le métamorphisme
régional est au faciès moyen des amphibolites. Le métagabbro est complètement
amphibolitisé, tel que souligné par I'assemblage pour l'essentiel hornblende - plagioclase
qui s'accompagne de quantités accessoires de quartz et de biotite, en I'absence d'actinote,
de clinopyroxène et de grenat. Le développement d'anthophyllite et de chlorite
rétromorphique est focalisé le long de zones de cisaillement tardi- ou post-tectonique
d'épaisseurs sub-décimétriques. La muscovite, la fibrolite et le grenat sont répandus dans
les métasédiments qui renferment localement de la staurolite et de la cordiérite. Les
métasédiments du secteur du lac Musquaro sont au faciès des amphibolites. Les roches
mafiques présentent l'assemblage métamorphique hornblende - plagioclase avec des
quantités accessoires de quartz et de biotite. Certaines amphibolites contiennent
localement du grenat dont la distribution est attribuable au lessivage hydrothermal des
alcalis (Corriveau et Bonnet, 2001). D'autre part, tandis que les orthogneiss du secteur du
village de La Romaine sont au faciès moyen des amphibolites, les métasédiments
présentent des assemblages diagnostiques du faciès des granulites (leucosomes à grenat -
cordiérite) (Bonnet et Corriveau, 2003). Cette dualité métamorphique est également
enregistrée par les unités mafiques. En effet, celles qui sont en contact avec les
métasédiments renferment de I'orthopyroxène (leucosomes in situ à opx), tandis que
celles associées aux autres types lithologiques en sont dépourvues. Dans ce secteur, tout
comme dans celui du lac Musquaro, le grenat dans les roches mafiques semble
essentiellement controlé par la composition locale de la roche suite à I'altération
t 1l l
hydrothermale. Finalement, I'absence généralisée de grenat dans les roches
métagabbroiques de composition normale de la région d'étude indique des pressions
métamorphiques < 7-8 kbars, ce qui correspond à la limite inferieure de stabilité du
grenat en I'absence de pyroxène dans ce type de roche (Wyllie et V/olf, 1993 ; Bucher et
Frcy, 1994). De plus, à I'exception des niveaux minces de rétromorphisme focalisés le
long de zones de faille tardi- ou post-tectonique, les roches mafiques examinées au cours
de la présente étude ne montrent pas d'évidence de surcroissance de minéraux
métamorphiques attribuable à un métamorphisme régional de type polyphasé.
Chapitre 2
Relations de terrain et pétrographie
2.1 Empreintes métamorphiques et nomenclature
Les roches métagabbroïques qui sont au coeur de la présente étude ont été initialement
mises en place sous formes de dykes, de filons-couches ou de petites masses intrusives, et
reprises par le métamorphisme régional grenvillien. Soulignons qu'aucune évidence
diagnostique de la présence de roches volcaniques mafiques n'a été mise à jour au cours
de nos travaux. Les équivalents non métamorphiques sont essentiellement le gabbro et la
diabase qui, d'un point de vue pétrographique, se distinguent l'un de I'autre
essentiellement par leur granulométrie, la diabase pouvant également être nommée
microgabbro. Ainsi, nous utiliserons le terme métagabbro pour décrire collectivement les
roches à l'étude, indépendamment de leur granulométrie initiale.
D'autre part, ces roches sont invariablement et largement recristallisées et déformées à
des degrés variables. L'amphibolitisation est pénétrante et généralement complète. Des
bâtonnets dispersés et partiellement recristallisés de plagioclase constituent les témoins
les plus répandus de la minéralogie ignée. De plus, le clinopyroxène est rare et
d'incidence locale. Quoique variablement préservées, les textures et structures ignées
reliques sont cependant largement répandues dans le métagabbro, leur degré de
préservation étant directement lié à la taille des corps intrusifs et à leur proximité des
zones de cisaillement ductile. L'oblitération complète des textures et structures ignées,
sous l'effet combiné de la déformation et du métamorphisme régional, est toutefois
commune donnant lieu à de l'amphibolite (Fig. 2.2b, c), i.e. une roche à hornblende-
plagioclase montrant une foliation ou une linéation prononcées. Ainsi, pour assurer la
clarté de cette présentation, nous utiliserons le terme métagabbro pour décrire les roches
qui retiennent des éléments texturaux diagnostiques de la nature plutonique du protolithe,
et le terme amphibolite pour décrire leurs équivalents métamorphiques dépourvus de tels
éléments.
l 9
2.2Textures et structures ignées reliques
Tel que mentionné ci-haut, et indépendamment du fait que les gabbros soient intrusifs
dans le Groupe de Wakeham ou dans le complexe d'Aguanish, le degré de préservation
des structures primaires est en relation étroite avec la taille des corps étudiés. Une épaisse
carapace d'amphibolite bien foliée est invariablement développée le long des contacts
avec l'encaissant masquant ainsi de possibles textures de trempe (Fig.2.1c). De telles
textures ont cependanl. été reconnues à quelques endroits le long des contacts de dykes de
diabase recoupant le gabbro. Ces structures sont importantes puisqu'elles témoignent
d'une mise en place par injection multiple (Fig. 2.1). La comparaison de quelques paires
d'analyses provenant de ces dykes et de leurs encaissants n'a cependant pas révélé de
différence compositionnelle signifi cative.
D'autre part, les textures ignées reliques de type granulaire, donnant un aspect moucheté
et ophitique ou subophitique, marquées par des oïkocrysts (de horblende) de 2 à 5 cm de
diamètre (Fig.2.lb, t h), sont communes dans les corps de métagabbro d'épaisseur
décamétrique, incluant certains dykes boudinés du Complexe d'Aguanish. Quoique
présentant des textures granoblastiques à grains fins, la granulométrie ignée des
précurseurs apparaît comme étant généralement à grain moyen ou moyen à grossier et des
lentilles pegmatitiques étant d'occurrence sporadique (Fig.2.lg). De même, le litage
magmatique modal et / ou textural d'épaisseur décimétrique à sub-métrique (Fig. 2.la, e)
est bien développé à de nombreux endroits dans la synforme de Davy et, quoique
d'incidence rare, un tel litage a également été reconnu dans les dykes boudinés du
Complexe d'Aguanish à quelques localités.
2.3 Minéraux ignés reliques et assemblages métamorphiques
Les roches métagabbroïques de la région d'étude contiennent généralement entre 40 et
60% de minéraux mafiques. Le plagioclase €t, plus rarement, le clinopyroxène
constituent les minéraux ignés reliques les plus répandus. L'olivine et I'orthopyroxène
n'ont pas été reconnus dans la région d'étude, quoiqu'ils ont été signalés dans quelques
études antérieures, notamment celles couvrant la partie nord de la synforme de Davy. Le
20
Figure 2.1 Planche de photos. A) Litage compositionel dans un métagabbro, stationNKL-02-776. B) Texture subophitique à oïkocrysts dans un métagabbro, station NKL-02-7 6I . C) Relation entre différentes phases d' amphibolites, station NKL-02-47 1 . D) Litagemagmatique d'un métagabbro dans un nez de plis, station NKL-02-776. E) Litagemagmatique dans un métagabbro, alternance entre les niveaux à grains fins et les niveauxà grains moyens, station NKL-00-203. F) Texture subophitique d'un métagabbro. Laprésence de bâtonnets de plagioclases recristalisés est remarquable, station NKL-00-203.G) Présence d'une poche pegmatitique dans un métagabbro, station NKL-02-203-. H)Tecture mouchetée typique d'un métagabbro, station NKG-01-76. I) Relation entredifférentes phases d'amphibolites, zone probable de mélange de magma, station NKG-0r-46.
Station Estant Nordant*
NKL-02-776 5573040NKL-02-76r 501400 5572850NKL-00-471 520879 5568098NKL-00-203 500533 5573502NKG-01-76NKL-O1-46
s21259549415
55742535566951
* NAD 83, UTM 20
2 l
gabbro renferme localement des niveaux discontinus d'épaisseur métrique de roches
ultramafiques ou anorthositiques, ces dernières formant parfois des poches à texture
pegmatitique. Ces faciès ne sont cependant pas cartographiables comme unités distinctes
dans la région d'étude.
L'examen des lames minces arévéIéque la hornblende vert olive est l'amphibole la plus
commune. L'anthophylite est également présente à quelques localités de la synforme de
Davy en association avec des pegmatites ou des zones focalisées de cisaillement tardifs
où son développement est lié à la circulation de fluides. La hornblende se présente sous
deux habitus dans plusieurs échantillons de métagabbro. Le premier en cristaux
xénomorphes, poeciloblastiques à texture de symplectite, de tailles comparables ou plus
grandes que les fantômes de bâtonnet de plagioclase et le deuxième en cristaux nettement
plus petits, automorphes et d'apparences interstitiels en association avec des quantités
moindres de biotite et de quartz, et a des traces d'apatite, de pyrite, de titanite ou parfois
même de zircon. Tandis que le premier habitus résulte du remplacement métamorphique
pseudomorphique du pyroxène, le second découle vraisemblablement de la présence de
hornblende ignée interstitielle. Compte tenue de l'étendue de l'amphibolitisation,
l'assemblage minéralogique igné primaire est toutefois difficile à retracer notamment
dans l'amphibolite et les particularités minéralogiques d'incidence locale, telles que la
présence d'olivine et d'orthopyroxène, sont généralement oblitérées. Toutefois, nos
observations pétrographiques et de terrain suggèrent que l'assemblage minéralogique
igné le plus commun semble avoir été constitué pour l'essentiel du plagioclase et du
clinopyroxène. On y retrouve, distribué dans les espaces interstitiels, tout au plus
quelques pourcents de hornblende et de biotite, et des traces de quartz, d'apatite, de
pyrite, et de titanite ou de zircon. Finalement, il est important de mentionner qu'il n'y a
aucune différence pétrographique notoire entre les échantillons de métagabbro et
d'amphibolite prélevés de part et d'autre de la région d'étude. Notons également que les
termes plus primitifs (qui ont une plus forte abondance en MgO) de la Suite mafique de la
Robe-Noire ont sensiblement les mêmes caractéristiques que les termes plus évolués (qui
présente une abondance plus faible en MgO). Toutefois, la présence de minéraux
z3
accessoires semble plus faible dans les termes plus primitifs. À noter que plus
d'échantillons provient de roches à texture sub-ophitique à oikocrysts.
Notons cependant, que du point de vue métamorphique, la paragenèse plagioclase -
hornblende +/- biotite en présence de quartz, et en l'absence de chlorite, d'actinolite, de
grenat et de pyroxène, est caractéristique de tous les échantillons étudiés. Cet assemblage
est diagnostique du métamorphisme régional au faciès des amphibolites et, en l'absence
de grenat, de pressions < 7-8 kbars (V/yllie et Wolf, 1993; Bucher et Frey, 1994). La
chlorite apparaît par endroit comme minéral d'altération de la biotite ou localisée dans
des zones de failles tardives à forte circulation de fluide comme celles localisées dans la
zone de cisaillement du lac Caron.
2.4 Mode d'intrusion
Les roches métagabbroiQues de la région d'étude affleurent suivant deux modes
contrastants qui, au premier abord, peuvent signaler des origines divergentes (Fig. 1.2).
Rappelons que les métagabbros de la Suite de Robe-Noire se présentent sous forme de
filons-couches et de dykes d'épaisseurs décamétriques à kilométriques, intercalés dans la
séquence sédimentaire du Groupe de Wakeham (Fig 1.2). Ces roches forment près du
tiers des unités de la synforme de Davy où certains corps atteignent plusieurs kilomètres
d'épaisseur et peuvent être suivis de manière continue sur des dizaines de kilomètres le
long du grain structural. Par contre, les roches métagabbroiques du Complexe
d'Aguanish, qu'elles soient situées entre la zone de cisaillement du lac Caron et
Natashquan ou dans les secteurs du lac Musquaro ou de La Romaine, se présentent
généralement sous forme de dykes boudinés d'épaisseurs métriques à décamétriques. Ces
dykes, qui constituent communément de 10 à20% des aires d'affleurement, forment des
trains de boudins répétés, sub-parallèles les uns aux autres, pouvant être suivis tout au
plus sur quelques centaines de mètres, et définissant parfois des plis ouverts. D'autre part,
par contraste avec I'abondance et la taille des intrusions de la Suite mafique de la Robe-
Noire dans le Groupe de Wakeham, le Complexe d'Aguanish ne renferme que quelques
petites masses de gabbro de taille cartographiable (Fig. 1.2).
24
De plus, deux patrons de dykes ont été reconnus dans le secteur du lac Musquaro. L'un,
présumément plus ancien, est marqué par des dykes boudinés présentant tous les traits
morphologiques décrits ci-haut. Le second patron est marqué par un groupe de dykes
d'apparence plus continue et rectiligne, de direction NE-SO à E-O, qui rappelle le patron
des dykes de la Suite de Lillian définies plus au nord par Verpaelst (1997a). Ces dykes
présentent une foliation tectono-métamorphique conforme à leur orientation, qui est
parfois fortement discordante par rapport au grain structural régional. Cependant, il est
important de noter que la foliation régionale de l'éponte immédiate de ces dykes est
communément entraînée et transposée parallèlement aux contacts, éliminant ainsi toute
discordance structurale aux abords immédiats des dykes. Cette relation peut également
être reconnue localement à plus petite échelle sur les photos aériennes et les images
satellites. Ces observations soulèvent donc la possibilité que les différences entre les
patrons soient d'origine structurale, plutôt que de signaler I'intrusion de deux essaims
distincts. En effet, ces patrons peuvent refléter les différences dans les orientations
initiales des dykes par rapport au champ des contraintes régionales de déformation. Cette
hypothèse est appuyée par notre étude pétrographique et géochimique, puisque celles-ci
n'ont pas permis de mettre en lumière de traits distinctifs entre ces deux groupes.
2.5 Zones de mylonite et d'altération hydrothermale
Les métagabbros de la région d'étude présentent de nombreuses évidences de
déformations hétérogènes, parfois accompagnées d'altération hydrothermale importante.
Quelques zones d'affleurements montrent le passage progressif et continu d'un
métagabbro essentiellement non déformé vers une ultra-mylonite. Cette transformation
peut s'opérer à l'échelle d'un à deur mètres ou sur un intervalle de plus de l0 mètres,
selon l'endroit. Les évidences de ce processus de déformation continue sont nombreuses.
Au stade précoce, la déformation progressive du métagabbro conduit à son
démembrement partiel et à l'isolement de boudins suite au développement d'un réseau de
cisaillements anastomosés. La forme des boudins varie d'arrondie à losangique et leur
taille est généralement centimétrique à sub-métrique. Ils préservent partiellement la
texture originale du métagabbro. Ils sont séparés les uns des autres par une
d'amphibolite hétérogène à granulométrie fine. Ces roches prennent alors un
matrice
aspect
25
fragmentaire pouvant être confondu avec celui de certaines roches volcaniques. À un
stade plus avancé,la déformation conduit à une réduction progressive de la taille des
fragments et à I'augmentation de la quantité de matrice amphibolitique pour culminer
dans la production d'une mylonite.
Ces zones de déformation hétérogène peuvent également être le siège d'une forte
altération hydrothermale telle qu'illustré à la figure 2.2c, d, e, t h). Cette dernière se
manifeste par le développement de poches de tailles décimétriques à sub-métriques riches
en épidode et calcite. Ces poches sont dispersées dans une matrice d'amphibolite
renfermant également des boudins de métagabbro. La présence de zones d'altérations
dans les niveaux de métagabbro déformé s'explique par la circulation de fluides
hydrothermaux dans les réseaux de cisaillement anastomosé. L'association spatiale
étroite suggère que l'influx de fluide est associé à la mise en place des pegmatites. Le
fluide réagit préférentiellement avec le plagioclase des roches boudinées pour favoriser le
développement d'épidote. Dans un contexte de déformation continue, l?interaction
continue entre le fluide et les roches boudinées conduisent à la formation de poches et de
nodules d'épidote dans une matrice amphibolique recristallisée et à grains fins, ne
préservant aucune texture pouvant aider à retrouver I'origine du protolithe (fig. 2.2c, d, e,
I h,).
2.6 Imbrication structurale
La déformation régionale est par endroit responsable de la juxtaposition de niveaux
distincts d'amphibolites. Un affleurement, localisé près de I'embouchure de la rivière
V/atshishou OfKL-02-863, 52ll69E; 5568844N et NKL-01-512, 519038E; 558619N
5572577N, NAD 83), expose un banc de conglomérat d'environ trois mètres d'épaisseur
encaissé entre deux niveaux d'amphibolites. Le conglomérat est fortement étiré. Sur une
distance d'environ 75 mètres, on observe une diminution progressive de l'épaisseur du
conglomérat suivi du développement d'une zone de pincement caractérisée par un mince
biseau de conglomérat aux contacts intensément cisaillés. Ultimement, le conglomérat
disparaît faisant place à une faille cryptique contenant, ça et là, des fragments étirés
d'ordre centimétrique. Les deux niveaux distincts d'amphibolites sont ainsi juxtaposés et
26
mis en contact sur une centaine de mètres. De telles relations ont été observées à trois
endroits entre Baie-Johan-Beetz etlazone de cisaillement du lac Caron.
Figure 2.2Planche de photos A) Section typique du Groupe de Wakeham, alternance deniveaux de quartzite et d'amphibolite, station NKL-00-181. B) Exemple d'un dyked'amphibolite à l'intérieur d'un orthogneiss granitique du Complexe d'Aguanish, stationCQA-01-451. C-D-E-F). Illustration des étapes de déformation d'un métagabbro lorsd'un processus de mylonitisation. Durant ce processus, des fragments de métagabbro sontisolés les uns des autres par une matrice à grains très fins (mylonite) pour former unréseau de losanges gabbroïques dans une matrice plus ou moins anastamosée. Photo C-D-F station NLK-01-510, photo E, station NKL-01-494. G) Exemple de litage magmatiquedans un métagabbro, station NKL-00-210. H) Exemple de poches épidotisées dans lesmétagabbros, avec l'altération de la texture mouchetée typique des losanges demétagabbros isolés qui s'estompe pour laisser la place à des poches d'épidotes stationNKL-O1-510.
Nordant*
NKL-01-181 5570827676770 5563599
NKL-O1-510 5 1 9 0 1 6 5s68707NKL-01-494 515975 5570927NKL-00-210* NAD 83, UTM 20
27
ss63888
Chapitre 3
Caractérisation géochimique
3.1 Nomenclature, échantillonnage et méthodes analytiques
3.1.1 Nomenclature
Quatre-vingt-seize échantillons ont été sélectionnés pour analyse chimique sur la base de
leur homo généité minéralogique et texturale, de leur représentativité sur les aires
d'affleurement et de leur distribution géographique (Fig. 1.2). Ces échantillons sont
représentatifs de I'ensemble des roches mafiques observées dans la région d'étude. Ils sont
subdivisés en quatre grands ensembles soit ceux de Robe-Noire (RN), Aguanish (Agh),
Musquaro (Mus) et La Romaine (Rom). L'ensemble RN est représentatif des roches
métagabbroïques prélevées dans la fosse de Davy, à I'ouest de la zone de cisaillement de
Lac Caron. Les constituants de cette ensemble sont intercalés dans la séquence
métasédimentaire du Groupe de Wakeham (Fig.1.3). L'ensemble Agh est représentatif
des dykes de métagabbro amphibolitisé qui recoupent les orthogneiss granitiques du
Complexe d'Aguanish, d'ouest en est, entre la zone de cisaillement de Lac Caron et le
village de Natashquan. Finalement, les ensembles Mus et Rom regroupent les roches
métagabbroïques amphibolitisées des secteurs du lac Musquaro et des environs du village
de LaRomaine (Fig. 1.a).
De plus, pour des raisons de commodité lors de l'analyse et du traitement des données, ces
ensembles ont été subdivisés en sous-ensembles sur la base de traits géochimiques
distinctifs. Par exemple, l'ensemble RN comprend trois sous-ensembles, soient RN-I,
RN-II et RN-III.
3.1.2 Stratégie d'échantillonnage
Une attention toute particulière a été prise lors du prélèvement des échantillons de roches
mafiques afin d'éliminer ceux montrant des signes mégascopiques d'altération, de
remobilisation métamorphique ou de métasomatisme. La préference a été accordée aux
échantillons conservant des évidences de texture ignée relique, sans pour autant montrer
29
de litage magmatique (textures de cumulats). Un bon nombre d'échantillons présentait
cependant des textures métamorphiques typiques des amphibolites.
Chaque échantillon est constitué de 1 à 3 kg de roches fraîches et leur taille des reflète la
granulométrie initiale présumée du protolithe. Elle est approximativement de 1 kg pour
les roches à grain fin et peut atteindre 3 kg pour les roches à grain grossier. Les
échantillons ont été récoltés au marteau et cassés sur l'affleurement, en fragments
d'environ cinq centimètres de diamètre. Durant cette étape, les fragments sont
sélectionnés un à un et ceux montrant des traces d'altération superficielle et des veines
ont été épurés au marteau. Les fragments ont ensuite été empaquetés dans un sac de
plastique.
3.1.3 Broyage
Le broyage a été réalisé au laboratoire de I'INRS-ETE. Un premier concassé grossier a été
obtenu à l'aide d'un broyeur à mâchoires d'acier. Ce dernier a été nettoyé à la brosse de
plastique, à l'air comprimé et à I'aspirateur entre chaque échantillon. Le concassé ainsi
obtenu a été quarté pour s'assurer de I'homogénéité de la fraction retenue (-25 grammes)
pour la pulvérisation subséquente. Cette dernière a été faite à I'aide d'un broyeur de type'shatter box' en ferrochrome. Le temps de pulvérisation dans le 'shatter box' était
d'environ deux minutes pour atteindre une granulométrie appropriée pour la dissolution
chimique des échantillons. Notons que l'utilisation d'un pulvérisateur en fenochrome
peut entraîner une légère contamination des échantillons en chrome (Cr) et en fer (Fe)
mais il al'avantage de ne pas faire varier les teneurs en éléments des terres-rares 1Éfn; et
en éléments à fort champ ionique (HFSE) comme le Nb, Ta,Zr et Hf.
3.1.4 Méthodes analytiques
Les analyses chimiques ont été réalisées au laboratoire de I'INRS-ETE. La digestion des
poudres a été faite par la méthode de fusion alcaline (métaborate de lithium) suivie d'une
dissolution dans une solution d'acide nitrique. Une fois en solution, les échantillons ont
été analysés par spectrométrie d'émission atomique à source plasma (Inductively Coupled
Plasma - Atomic Emission Spectrometry, ICP-AES) pour les éléments majeurs (SiO2,
Al2O3, Fe2O3, MnO, MgO, CaO, NazO, K2O, PzOs, TiOz), certains métaux de transition
(Sc, V, Cr, Ni) et le Ba, le Cu et le Sr. Par contre, la spectrométrie de masse à source
plasma (Inductively Coupled Plasma - Mass Spectrometry, ICP-MS) a été utilisée pour
analyser les ÉtR (La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb et Lu) et pour le
Zr, IiC, Y, Cs, Rb, Th, U, Nb et le Ta. Les appareils utilisés pour ces analyses sont : 1)
I'appareil Fluxy de Claisse Scientic Inc. pour la fusion alcaline, 2) un spectromètre
d'émission atomique Optima 3000 de Perkin Elmer pour les données d'ICP-AES, qui
utilise un plasma inductif d'argon couplé à un détecteur radial multicanaux à émission
atomique. 3) un spectromètre de tlpe Instrument Turbo Plasmaquad II pour les données
d'ICP-MS, qui utilise le principe de plasma d'argon couplé à un spectromètre de masse
de type quadrupolaire. Pour les analyses d'ICP-AES et d'ICP-MS l'alimentation des
échantillons se fait par nébulisation en phase liquide.
3.2. Évaluation de la mobilité des éléments et validation des analyses
La première étape de toute étude lithogéochimique consiste à évaluer le degré d'altération
ou de la mobilité relative des éléments dans les roches échantillonnées. En effet, la
composition chimique initiale d'une roche peut être affectée à des degrés variables par
I'action d'un ou de plusieurs phénomènes dont le métamorphisme régional,
I'hydrothermalisme et I'altération météorique.
3.2.1 Site doéchantillonnage
Tel qu'indiqué précédemment, une attention toute particulière a été portée au choix des
sites de prélèvement afin de restreindre l'échantillonnage aux roches les plus homogènes,
d'apparence fraîche, et ne présentant pas d'évidence d'altération hydrothermale ou de
métasomatisme modal. Toutefois, notons que toutes les roches ont été affectées par un
métamorphisme régional pénétrant au faciès amphibolitique qui s'est traduit par le
remplacement du pyroxène par l'amphibole. De plus, les échantillons ont été prélevés à
l'écar| des zones fracturées, de veines et de dykes granitiques pouvant avoir affecté la
composition primaire de la roche. Ainsi, notre stratégie d'échantillonnage visait ,la
sélection d'échantillons présentant le plus faible potentiel de remobilisation des éléments
à l'échelle pluri-centimétrique. Ainsi, les échantillons prélevés sont susceptibles de
représenter essentiellement des systèmes géochimiques fermés, sauf en ce qui conceme
I'apport en eau qui a accompagné le processus d'amphibolitisation des roches mafiques. Il
est cependant certain que des échanges ont eu lieu à l'échelle des minéraux lors du
métamorphisme régional.
3,2.2 Changements de composition dues à I'altération et au métamorphisme régional
Les données géochimiques montrent des pertes au feu (PAF) qui varient de 0,1 à2,9 oÂ
(Appendice A). De telles valeurs suggèrent que les roches ont subi très peu d'altération.
Toutefois, la faible abondance en éléments volatiles peut également résulter de la
déshydratation métamorphique des roches mafiques.
Les indices d'altération (A.I.: [MgO + K2O / MgO + K2O + CaO + NazO]x 100) et
d'hyperaluminosité (P.I. : [AlzO: mot / (CaO mol *NazO mot * K2O mot)] foumissent de
bonnes indications sur f intensité de I'altération ayant affecté les roches magmatiques
(Fig. 3.1). Notons que la moyenne des valeurs de I'indice A.I. des basaltes de rides médio-
océaniques (MORB) et des basaltes d'arc insulaire (VAB) non altérés sont
respectivement de 36 + 8 et34+ 10 (LaFlèche et a1., 1991). Notons que lachloritisation
et la séricitisation des roches mafiques conduisent à des valeurs de A.I. > 50 tandis que
l'albitisation cause une diminution de cet indice sous le seuil de 30. Dans le cas des roches
mafiques (basaltiques), un indice de P.I. > 1 indique un lessivage relatif des alcalis par
rapport à I'alumine. Des valeurs élevées de I'indice de P.I. impliquent généralement un
lessivage hydrothermal des alcalis. Parmi les six échantillons qui présentent des valeurs
de A.I. > 51, cinq proviennent du secteur du lac Musquaro et un autre du secteur de La
Romaine (Fig. 3.1b et c). Notons qu'un seul échantillon (CQA-01-538B) a donné une
valeur de P.I.> 1 (Fig. 3.1b). Àpriori, ces observations suggèrent que les échantillons des
roches mafiques sélectionnés visuellement comme frais n'ont pas subi d'altération
hydrothermale significative.
D'autre part, un métamorphisme régional de haut grade peut également entraîner une
remobilisation de certains éléments, notamment des alcalis et des actinides, sans relation
avec l'altération hydrothermale des roches supra-crustales (Iketz, 1994; Zaleski,
Secteur HSP-Natashquan
1.5
i r.o
0.5
50 60
A.I.
Secteur Musqu aro-La Romaine
2.0
0.0 t20 80704030
RN etAeh* xfoc
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1
AI
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Chloritisation et' <ér i . i f i<âf iônI - ' : - - - " - 'l -
Légende
OnN-tIRN-IITRN.III!een- ItAeh-IrlAgh-lIIÀMus-IAMus-IIfRom-IVRom-II
o
80706040300,0 r
20807060403020
2.0
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i r.o
0.5
0.0
1.5
Ë 1.0
0.5
50
A.I.
50
A.I.
Figure 3.1. Diagrammes de f indice d'hlperaluminosité (PI.) en fonction de f indice d'altération (A.I.). La zone ombragéereprésente le champ des roches mafiques d'arc et de rides médio-océaniques non altérées. A.I.= (OagO + ÇO)/(MgO +K,O + CaO + Na"O))*100. PL: (A1,O,/101.96)/(Qtla,O/61.98) + (CaO/56.1) + (K,O/94.4)).
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I séricitisation)-
et Pattison, 1993). Durant le métamorphisme de haut grade, la mobilité des alcalis est
largement contrôlée par la présence ou l'absence de minéraux riches en potassium,
notamment la biotite et le feldspath potassique. De plus, la solubilité des actinides (U, Th)
est principalement contrôlée par laprésence et la stabilité de minéraux accessoires dont la
titanite, le zircon et l'allanite. Plusieurs rapports d'éléments fortement incompatibles,
dont les rapports Rb/Cs et Th,{.1 qui ne sont pas fractionnés durant les processus ignés
norTnaux des roches mifiques et ultramafiques (fusion partielle mantellique, cristallisation
fractionnée), peuvent montrer un fort fractionnement relatif suite aux processus de
déshydratation métamorphique associés à la formation des granulites. Ainsi, dans les
roches granulitiques le rapport K/Rb est fréquemment plus élevé que dans leurs
équivalents non métamorphiques (e.g., Rudnick et a1., 1985; Blein et al., 2003).
Finalement, il est important de souligner que les roches mafiques sont plus susceptibles
de montrer des fractionnements des éléments alcalins et des actinides que les roches
felsiques. Car les roches mafiques sont naturellement pauvres en minéraux potassiques et
en minéraux accessoires comme le zircon.
Mobilité des éléments alcalins et alcalino-teryeux
La figure 3.2 présente un diagramme de KzO en fonction du Rb. Dans le secteur
Musquaro-La Romaine, les rapports K/Rb des échantillons des roches mafiques se situent
essentiellement dans la fourchette entre 250 et 1000. Ces valeurs correspondent
approximativement aux valeurs moyennes de 387 et de 1071, observées dans les basaltes
d'îles océaniques (OB) et dans ceux des les rides médio-océaniques normales (N-
MORB) (Sun et McDonough, 1989). Certaines roches du secteur Musquaro-La Romaine,
caractérisées par de faibles abondances en ÇO < I (% poids), montrent également un
appauvrissement relatif en Rb. Ce découplage entre le K et le Rb rappelle le
fractionnement observé dans les roches de métamorphisme élevé tel que les granulites
(e.g., Rudnick et al., 1985). Cette tendance, également observée dans le secteur HSP-
Natashquan (Fig.3.2a), suggère que le rubidium (Rb) ait subi un lessivage partiel lors du
métamorphisme régional.
Secteur HSP-Natashquan
@10
10Rb (ppm)
Secteur Musquaro-La Romaine
100 30e
Légende
ORN-ItRN.II*RN.IIIflesh- IfiAghJIlAgh-IIIAMus-IAMus-II!Rom-IVRom-II
(D1 0
1 0
Rb (ppm)
300100 10
Rb (ppm)
Figure 3.2. Diagrammes de ÇO en fonction du Rb. T.G.= tendance des granulites, T.M.: tendance moyenne des granites etdes basaltes continentaux, T.O.: tendance des basaltes tholéiitiques océaniques (modifiée de Rudnick et a1., 1985). Les rochesdu secteur HSP-Natasquan, avec des abondances en K,O (% poids) inférieures à 1, présentent un enrichissement du rapportK./Rb ressemblant à celui observé dans les granulites. Les roches du secteur Musquaro-La Romaine montrent également cettetendance mais cette dernière est mois orononcée.
Dans la majorité des roches ignées mafiques, le Rb et le K sont des éléments qui ont le
même comportement hygromagmatophile lors de la différenciation magmatique (Rudnick
et al., 1985). Ce comportement se traduit par un rapport relativement constant lors du
fractionnement magmatique (fusion partielle mantellique / cristallisation fractionnée).
Une variation signif,cative dans le rapport IORb suggère une plus grande mobilité de l'un
par rapport à l'autre. Les roches pauvres en potassium (KzO < lo poids) ont tendance,
avant le métamorphisme, à incorporer cet élément dans les phases mafiques tel que la
biotite. Notons à cet effet que notre étude pétrographique nous porte à croire que certains
des échantillons peuvent renfermer des quantités accessoires de biotite primaire. Aux
pressions et températures du faciès métamorphique des granulites, la biotite [K(Mg,
Fe)3(Al, Fe) SiO3 Oro (OH, F)21 et le quartz lsio2l vont produire l'orthopyroxène
enstatite [Mgz SizOo], de la sanidine [KAlSi3Os] et de la vapeur d'eau. Parce que la biotite
contient proportionnellement plus de Rb que le feldspath potassique, la réaction
précédente aboutit à un accroissement du rapport I?Rb dans les roches granulitiques.
Cette réaction suggère que le Rb est relativement appauwi par rapport au K durant le
métamorphisme au faciès des granulites (Rudnick et a1., 1985). D'autre part, les rapports
Rb/Cs des roches analysées varient de 10 à 30 pour I'ensemble Mus et de 10 à 60 pour les
autres ensembles (Fig. 3.3). Ces valeurs sont inferieures à la valeur moyenne de 80
suggérés pour les basaltes non métamorphisés de types N-MORB ou OIB (Sun et
McDonough, 1989).
Ces observations suggèrent un appauvrissement relatif en Rb lors du métamorphisme de
haut grade. Comme le Rb et le K sont dep éléments géochimiquement couplés, un
appauvrissement en Rb suggère un appauvrissement en K également, même si
précédemment un léger découplage entre ces deux éléments a été décelé. En général, le
Rb est plus facilement lessivé que le KzO lors de la déshydratation métamorphique des
roches. En effet, le K est un constituant majeur de plusieurs minéraux donc sa mobilité est
plus faible que celle du Rb. Rappelons que plusieurs échantillons de la région du lac
Musquaro montrent également un indice d'altération (A.I.) supérieur à 51 (Fig. 3.1) et des
concentrations en NazO (% poids) inférieures à 2%o qur suggèrent un léger lessivage du
NazO (Fig. 3.11g).
Secteur HSP-Natasquan
@
0.1.01
Cs (ppm)
Secteur Musquaro-La Romaine
Légende
ORN-IIRN-II€RN-IIIIAgh-ISAgh- IIlAgh- IIIÂMus-IAMus-II!Rom-IVRom-II
(D o600300
100
100
t nÊ, 10
1
Cs (ppm)
Figure3.3. DiagrammesdeRbenfonctiondeCs.NotezquelerapportRb/Csestrepresentéauxvaleursdel0,30etl00pæ les lignes diagonales. La valeur du rapport Rb/Cs pour la croûte supérieure est de 30 (Taylor et Mclennan, 1985). Lerapport Rb/Cs moyen pour les OIB, les N-MORB et le manteau primitif est d'environ 80 (Sun et McDonough 1989).
I
Cs (ppm)
) t
Mobilité des actinides
La figure 3.4 présente les variations du Th/U en fonction de LalTh. Le rapport Th/U, pour
l'ensemble des échantillons, varie entre I et I ce qui représente la fourchette de valeur
normalement observée pour les roches ignées (Rudnick et al., 1985). Par contre, quelques
échantillons présentent un rapport LalTh supérieur à la valeur moyenne des N-MORB de
20,8 (Sun et McDonough, 1989). Ainsi, les roches du secteur HSP-Natashquan ne
montrent pas d'évidence de lessivage en Th et U. D'autre part,le rapport LalTh pour les
échantillons du secteur du secteur Musquaro-La Romaine suggère que certaines roches
mafiques ont subi une perte en U et Th durant le métamorphisme régional. Soulignons
que I'appauvrissement simultané en U et Th lors du métamorphisme prograde témoigne
de la nature mafique des roches et donc de l'absence ou de la rareté des minéraux
accessoires stables comme le zircon avant le métamorphisme. Durant l'amphibolitisation
de la roche, le zircon peut se former et rester stable par après. À I'opposé, les granites ne
montrent généralement pas ce type de fractionnement lors du métamorphisme prograde
car ils sont riches en minéraux accessoires stables dès leur formation, minéraux qui
restent généralement stables lors du métamorphisme à haute température et pression
(Bigen et van Breeman, 1998).
Notre évaluation de la mobilité des alcalis et des actinides suggère donc que certains de
ces éléments ont pu être remobilisés lors du le métamorphisme régional. Par conséquent,
leurs utilisations pour caractériser géochimiquement les roches et I'interprétation
pétrographique doit être faite avec prudence
3.2.3 Validation des analyses pour I'utilisation de discriminants lithotectoniques
Pour minimiser l'impact des altérations secondaires (deutérique, hydrothermal ou lors de
métamorphisme) sur la caractérisation géochimique des roches mafiques, les échantillons
ayant des abondances en Na2O inférieures à 2o ont été retirés des calculs de moyennes
pour les éléments majeurs. Ces échantillons ont probablement subi un certain lessivage; le
sodium (Na) pouvant être mobile dans les roches mafiques au faciès métamorphique des
schistes verts et des amphibolites (Rollinson, 1993).Il est important de souligner que le
3 8
Secteur HSP-Natasquan
@50
10
F-
FI
LalTh
uaro-La Romaine
PerIe en U-
1
- RNetAgh
Légende
ORNJ.RN-II{}RN-IIIlegrr-tlQehlllAgh-IIIAMus-IAMus-II!Rom-IVRom-II
Secteur M
50
l 0
F-
FrI
LalTh
Figure 3.4. Diagrammes de ThÂJ en fonction de LalTh permettant d'évaluer le degré de mobilité de l'U et du Th lorsdu métamorphisme de haut grade (Modifiée de Rudnick et a1., 1985).
o50
10
D
F1
10001001 0
Perïe en , Rom
I
Roches ionA"rv d
Pertes en U et Th>
perte en U Mus
I
lessivage d'éléments mobiles comme le Na peut se produire sans que les éléments traces
plus réfractaires comme les ÉTR et les HFSE soient significativement affectés. Pour cette
raison, nous avons tenu compte de tous les échantillons lors de la construction des
diagrammes pour la caractérisation géochimique et pour les calculs des teneurs moyennes
des éléments traces dans notre étude. Un échantillon a cependant été complètement rejeté
(CQA-01-5388) puisqu'il présentait un excès d'Al2O3 e.I.> 1) et une perte en éléments
alcalins qui se traduisait par la présence de corindon normatif. Les échantillons montrant
des évidences d'une remobilisation métamorphique ou d'un lessivage deutérique ou
hydrothermal sont reportés dans le tableau 3.1.
Tableau 3.1. Échantillons suspectés d'être altérés et partiellement ou totalement retiré del'étude.
3.2.4 Effets du fractionnement magmatique
Les roches gabbroïques observées présentent une variété de textures et de structures
ignées depuis la texture aphanitique aphyrique de certains basaltes et de bordures figées
de dykes de diabase, au litage modal magmatique caractéristique de séquences de cumulat
associées à des intrusions litées. Ces variations de textures et de structures sont une
conséquence directe des processus de mise en place des magmas et, entre autre, du
fractionnement magmatique, notamment de la cri stalli s ation fractionnée.
La composition chimique des basaltes aphyriques est généralement considérée proche de
la composition du magma parental, alors que la composition chimique des cumulats s'en
éloigne considérablement. Les roches gabbroïques étudiées se situent quelque part dans le
continuum entre les basaltes aphyriques et les roches cumulatives. En conséquence, toute
Numéro de l'échantillon Raison du retraitcoA-00-924 NazO < à2%, A. l . >à 51, PAF- 1.6coA-00-110P NarO < à2%, AJ. >à 51, PAF:2.4coA-00-111H Na2O <à 2o/o, A.l. >à 51, PAF :0.9
coA-00-1032G Na,O <à 2%oCOA-00-7m16 Na,O <à 2%.PAF:1.9coA-00-125I NarO <à 2%, A.r. >à 51, PAF:2COA-01-5388 retrait total corindon normatif Na"O <à 2%. AJ >à 51. P.I. >1. PAF >:2. corindon
A-00-l l32E N a , O < à 2 % . P A F > à 2cQA-00-1208K N a ' O < à 2 Y " . P A F > a ZNKL-00-38 Na,O <à 2%NKL-00-185 NarO <à 2Yo,KrO>3.17
40
comparaison entre la composition de ces roches avec celle de basaltes à des fins
d'interprétations pétrogénétiques et tectono-magmatiques se doit d'être justifiée. La
composition chimique des échantillons sélectionnés, qui proviennent pour la plupart de
filons-couches ou de dykes relativement minces, a été influencée à divers degrés par la
cristallisation fractionnée ou d'autres types de mécanisme de cristallisation in situ des
magmas. Le diagramme A12O3 sur TiOz (Fig. 3.5) est un moyen de vérifier la nature
cumulative ou aphyrique des roches mafiques. Les éléments A1 et Ti sont très peut
mobiles lors du métamorphisme mais fortement sensibles au fractionnement du
plagioclase, du clinopyroxène et de l'olivine. Sur cette figure, tous les résultats des
analyses effectuées forment une trainée qui passe dans le champ des basaltes dit normaux.
I1 est important de noter qu'il n'y a pas d'échantillons localisés le long de vecteur
d'accumulation d'olivine, de clinopyroxène ou de plagioclase. Ceci suggère que même si
nos échantillons proviennent d'intrusions gabbroïques, le degré d'accumulation des
minéraux ignés est généralement suffisamment faible pour considérer nos échantillons
comme des équivalents de roches basaltiques. Finalement, soulignons qu'un nombre
important d'échantillons tombe à I'extérieur du champ des roches mafiques aphyriques
sub-alcalines. L'enrichissement en TiOz observé dans les différents vecteurs témoigne de
la nature alcaline de nombreux échantillons. Car le Ti est un élément incompatible lors de
la pétrogenèse de ces roches magmatiques.
Cette procédure de filtration des données décrite dans la section 3.2permet de dire
malgré une tendance au fractionnement des éléments incompatibles, la composition
échantillons s'apparente d'avantage à celle du magma basaltique, permettant ainsi
comparaison avec les échantillons de laves mafiques provenant de la littérature.
3.3 Caractérisation lithogéochimique
Note préliminaire:
Tel qu'indiqué précédemment, nous avons subdivisé les roches mafiques de la région
d'étude en quatre ensembles sur la base de leur distribution géographique afin de faciliter
QU€,
des
une
@
Secteur HSP-Natasquan
Secteur Musquaro-La Romaine
êzo
v^ r0ffi%rr EChomp des roches'mofiques
ophyriques
Légende
ORN-IIRN-IIsRN-rrr!agh-l$Agh- IIlAgh-IIIAMus-IAMus-IIfRom-IVRom-II
ê20
o 1 0
ûe 2 0
Y 1 0
Figure 3.5. Diagrammes AlrO. -TiO, monftant le champ des basaltes subalcalins non cumulatif en gris ainsi que lesvecteurs d'accumulation du plagioclase, de I'olivine et du clinopyroxène.
Chomp des rochesmofiques ophyriques mofiques ophyriques
^ a
leurs comparaisons. Une conclusion importante découlant de la présente section sera la
démonstration que I'ensemble des roches mafiques de la région d'étude se partage
géochimiquement en deux groupes distincts notamment, par la présence ou l'absence
d'anomalies marquées en Nb et Ta par rapport aux lanthanides. En effet, nous montrerons
que les roches mafiques des ensembles RN, Agh, et des sous-ensembles Mus I et Rom I,
sont caractérisées par I'absence de fortes anomalies négatives en Nb etTa, tandis que les
sous-ensembles Mus II et Rom II présentent sur les diagrammes multiélémentaires
normalisés au manteau primitif des pics négatifs marqués pour ces éléments. De plus, les
ensembles RN et Agh peuvent se subdivisés en d'autres sous-ensembles basés sur les
observations faites sur les éléments trace. Nul doute que les similarités et les différences
reconnues entre ces deux grands groupes soulignent des différences pétrogénétiques
importantes, différences dont la signification sera discutée au chapitre suivant. Afin de
faciliter la lecture du texte, nous réfererons par endroits au fait que les sous-ensembles
Mus II et Rom fI présentent des anomalies négatives en Nb et Ta même si la nature des
anomalies est décrite plus loin dans le texte.
l.l.t Étéments majeurs
Champ compositionnel
Les teneurs moyennes en éléments majeurs des ensembles RN, Agh, Mus et Rom sont
reportées au tableau 3.2. Les roches métagabbroïques de la région d'étude sont très
semblables quant à leurs compositions en éléments majeurs. Elles présentent des teneurs
moyennes en SiOz (% poids) qui varient peu: RN 46,9 (44,8 - 55,2); Agh 46,6 (43,4 -
53,3), Mus 45,3 (43,4 - 50,5) et Rom 46,6 (43,I - 4g,g). Les valeurs moyennes pour
l'Al2O3 (% poids) sont pour : RN de 15,8 (12,77 - 19,42), Agh de 15,5 (12,3 - 17,4), Mus
de 15,6 (13,3 - 17,8) et Rom de 15,9 (13.8 - 18,8). Le fer total (Fe2O3+FeO % poids)
présente les valeurs moyennes suivantes pour: RN de T3,7 (10,3 - 17,4), Agh de I4,2
(10,4 * 18,5), Mus de 15,4 (13,2 - 18,5), et Rom de 15,0 (10,7 - 17,6). Les valeurs
moyelrnes pour le MgO (% poids) se répartissent de la manière suivante : RN de 6,7 (4,4
- 10,0), Agh de 6,5 (3,4 - 8,6), Mus de 7,0 (4,9 - 9,8) et Rom de 6,3 (4,6 - 7,9).
+ J
majeurs
Tableau 3.2. Eléments maieurs dans les roches broBasalte Basalte RN Agh
intraplaquel intraplaquet n:25 n:25
n:10 n:33Moy Moy Moyenne
Rom Dykes Dykesn:17 Sudbury3 Mackenzie3
n:8 n:16
Musrr2'7
moyenne moyenne45,3 46,6si02
Al2o3Fe203tMnOMgoCaO
Na2OKrOPzOs
49,9T4
13,2
610,5
46,915,813,10,26,Jq 4
2,60,J0,2
moyenne46,615,514,2o )6,58,62,61 )
0,4) A
moyenne41.4516.514.30,25 . 51.4J . J
1 . 50.12.9
moyenne5 0 ?
l l q
1 5 0
n )5 ?R 6
l o
o 1) s
49,81 4
6,2
) \0,4o 1z . )
0,2J,07,9) R
) )0,6
1 5 0o )6,38,93.,11 , 50,42,4
0,3) 6Tio 2.6
Tiré de Mahoney et a7., 1982 ; de Lightfoot et al., iré de Gibson et al., 1987
Nous avons également reporté au tableau 3.2,potx fin de comparaison, les compositions
moyennes de suites d'échantillons représentatifs des essaims de dyke de diabase de
Sudbury, de Mackenzie, de basaltes de Mahabaleshwar des Trapps du Deccan (Mahoney
et a1., 1982) ainsi qu'une sélection de différents basaltes intraplaques provenant des
Trapps du Deccan (Lightfoot et al., 1990). Les valeurs moyennes de nos échantillons
sont légèrement inférieures à celle des d14<es de Mackenzie pour le SiOz, légèrement
supérieures pour les éléments AlzO:, le fer total, le MgO, le PzOs et semblables pour les
éléments MnO, CaO, KzO et TiOz. Par contre, les plages de valeurs pour chaque élément
de nos échantillons se supetposent bien à celles des valeurs reportées par les dykes de
Sudbury et de Mackenzie pour et ce pour un grand nombre d'échantillons. De plus, les
valeurs moyennes de huit échantillons des dykes de la région de Sudbury sont
pratiquement similaires aux valeurs observées dans nos échantillons. Aussi, les valeurs
moyennes de nos échantillons sont légèrement inferieures à celles des Trapps de Deccan
pour le SiOz et le CaO, et supérieures pour l'A12O3, le fer total, le MgO, le Na2O, 1. ftO
et le P2O5, et pratiquement similaires pour le TiOz. Par contre, encore une fois, les plages
de valeurs de nos échantillons se superposent pour un grand nombre d'échantillons à
celles des basaltes des Trapps du Deccan (Inde).
Norme CIPW
Le calcul de la norme CIPW a été effectué à l'aide du logiciel Minpet 2.02 selonla norme
44
de kvine et Baragar (I971),I'état d'oxydation du fer utilisé dans les calcules est Fe2O3t:
FezO: + (Fe2O3 + FeO x 1,111) et FeOt: FeO + (Fe2O3 x 0,8998) (Appendice D). La
composition normative de nos échantillons est reportée au tableau 3.3. Sur le tableau, on
peut observer que huit des 50 échantillons provenant du secteur HSP-Natashquan
contiennent du quartz, trois de la néphéline et 39 de l'olivine. Selon la classification de
Yoder et Tilley (1962), présentée à la figure 3.6, I'ensemble RN comporte 76 Yo de
tholéiites à olivine, 20 % de tholéiites à quartz et 4 Yo de basaltes alcalins. Pour sa part,
I'ensemble Agh est composé à 80 % de tholéiites à olivine, de 12 % de tholéiites à quartz
et finalement de 8 o debasaltes alcalins (Fig. 3.6).
Tableau 3.3. Valeurs normatives CIPW de certains minéraux r le secteur HSP-Minéraux
normatifs
Quartz
Olivine
Néphéline
Nombre
d'échantillons
5
l 9
1
%
dans échantillon
| à 4
| à24
z
Aghn:25
Nombre %
d'échantillons dans échantillon
3 2 à 5
20 3 à20
2 | à 4
Dans le secteur Musquaro-La Romaine, les calculs de norme CIPW sur les roches
mafiques soulignent la présence d'olivine dans 42 échantillons et de néphéline dans 28
échantillons (Tab. 3.4). Toujours selon la classification de Yoder et Tilley (1962),
présentée à la figure 3.6, les données montrent que les échantillons du secteur Musquaro-
La Romaine sont plus alcalins que ceux du secteur HSP-Natashquan. Par exemple, dans
ce secteur, 60% sont des tholéiites à quartz, 35o sont des tholéiites à olivine et 59% sont
des basaltes alcalins. Cette tendance confirme celle obtenue par le diagramme TAS (Total
Alkalies-Silica) (Fig. 3.7). Par contre, il ne semble pas y avoir de différence entre les
échantillons caractérisés par des anomalies négatives en M-Ta (Mus-II et Rom-II) et
ceux qui ne présentent pas ces anomalies (Mus-I et Rom-I). La liste de tous les minéraux
normatifs est présentée à I'appendice D.
45
U)
zI
aF
tr
c)Iq)
a
o)
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L
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rlràL
q)
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Baie-Johan-Beetz
;#Ê':* g J À Ir " êS
' q FI I
Tholéiite à olivine
ORN-I.RN-II€'RN-IIIEeen-tffiAgh-IIlAgh-III
AMus-IAuus-IlVRom-IVRom-II
Figure 3.6. Diagrammes de classification des basaltes de Thompson (1984) basée sur l'utilisation des minéraux normatifsCIPW et la classification de Yoder et Tilley (1962).Ne:nephéline,Di:diopside,Q:quartz,Ol:ol ivine,Hy:hypersthène.LecalculdelanormeCIPWaétéeffectuéavecle logiciel Minpet 2.02, selon la norme de Irvine et Baragar (1971).
La Romaine
sç^t
\v
a
+Tholéiite à olivine
46
Tableau 3.4 Valeurs normatives CIPW de certains minéraux pour le secteur Musouaro-LaRomane
Minérauxnormatifs
Olivine
Néphéline
Mus-In: l 1
% Nombredans d'échantillons
échantillon
9 2
9-24 14
l -4 12
% Nombredans d'échantillons
échantillon
3-8 0
14-38 9
1 - 1 0 4
Rom-IIn:8
% Nombre %dans d'échantillons dans
échantillon échantillon
0 0 0
7-20 10 tl-20
1-5 8 l -1
Mus-IIn:1 5
Rom-In:9
Nombred'échantillons
I
9
4
A.ffinités gëochimiques
La caractérisation par les éléments majeurs permet de mettre en lumière les traits
géochimiques suivant :
A) Le diagramme TAS de kvine etBarugar (Ig7I) montre que les roches mafiques
du secteur HSP-Natashquan chevauchent la frontière entre les séries alcalines et
subalcalines (Fig. 3.7a),tandis que la vaste majorité des échantillons du secteur de
Musquaro-La Romaine tombent dans le champ de la série des roches alcalines
(Fig. 3.8a);
Les roches mafiques du secteur HSP-Natashquan sont d'affinité tholéiitique (Fig.
3.7b), ainsi que la majorité des roches mafiques du secteur Musquaro-La
Romaine. Toutefois les roches du secteur Musquaro-La Romaine montrent un
léger débordement vers le champ des roches calco-alcalines (Fig. 3.8b). Nous
veffons plus loin que les échantillons tombant dans le champ calco-alcalin font
partie des sous-ensembles de roches présentant des anomalies négatives en Nb-Ta
par rapport aux lanthanides;
Les échantillons de roches mafiques du secteur HSP-Natashquan ainsi que ceux
du secteur Musquaro-La Romaine se situent dans les champ des tholéiites riches
en fer et des tholéiites riches en magnésium sur le diagramme MgO-FeOt+TiOz-
AlzOr de Jensen (1976) (Fig.3.7 c et 3.8c).
L'évolution des abondances en fer (FeOt et FeOt+TiO2) dans les diagrammes d'Irvine
etBaragar (1971) et de Jensen (I976) souligne I'enrichissement en fer qui représente
B)
c)
Secteur HSP-Natashquan
\.71
z
2 o T
t16 I-rn lrs F
tn I
n I35
20
l 6
o" rz+É 8z
4
0
Subalcalin Subalcalin
45
sio, sio,
Na,O+ÇO Na,O+ÇO
FeOt+TiO, FeOt+TiO,
Figure 3.7. Diagrammes discriminants pour les roches mafiques du secteur HSP-Natasquan. A)Diagramme TAS (Total alkalies-silica) de Irvine et Baragar (1911). B) Diagramme AFM de Irvine etBaragar(1971).C)DiagrammedeJensen(1976), HFT:tholéiitesrichesenFe;HMT:tholéiitesrichesen Mg; TA: andésites tholéiitiques; TD : dacites tholéiitiques; TR : rhyolites tholéiitiques; CB :basaltes calco-alcalins; CA: andésides calco-alcalines; CD : dacites calco-alcalines; CR: rhyolitescalco-alcalines; BK : komatiites basaltiques; PK : komatiites picritiques.
Secteur Musquaro-La Romaine
Na,O*K,O Na,O*K,O
FeOt{TiO,
Al,O,
Figure 3.8. Diagrammes discriminants pour les roches mafiques du secteur Musquarp-La Romaine.A) Diagramme TAS de Irvine et Baragar (1971). B) Diagramme AFM de Irvine et Baragar (1971). C)diagramme de Jensen (1976), HFT: tholéiites riches en Fe; HMT: tholéiites riches en Mg; tR:andésites tholéiitiques; TD, dacites tholéiitiques; TR: rhyolites tholéiitiques; CB : basaltes calco-alcalins; CA: andésides calco-alcalines; CD : dacites calco-alcalines; CR: rhyolites calco-alcalines; BK: komatiites basaltiques; PK: komatiites picritiques.
G) ,o 20
18
^ 1 6
\X 14+ 1 2
É r oZ 8
6
4
2
0
+
z
t r F1 6 fr1 l-D lr0F8 f
f l
6 fr
4 1 .^ l r
o L35
Alcalinn {
^
Subacalin
Alcalin
VSubalcalin
40 45 50 55 60 65 70 75 80 85 35 40 45 50 55 60 65 70 75 80 85
sio,SiO,
49
l'évolution normalement observée dans des magmas tholéiitiques. De plus, les
diagrammes binaires en fonction de MgO (Fig. 3.9) montrent que les éléments
majeurs des ensembles RN et Agh ont un comportement semblable: les abondances en
AlzO: et CaO diminuent avec la diminution du MgO, les abondances des autres
oxydes, TiOz, Fe2O3, MnO, KzO, PzOs et Na2O augmentent avec la diminution du
MgO tandis que le SiOz montre une faible variation avec I'accroissement du
fractionnement magmatique souligné par la diminution des abondances en MgO. Ce
comportement des éléments majeurs est typique de l'évolution du magma subalcalins
de type tholéiitique. Finalement, ces diagrammes révèlent également un
enrichissement en KzO, PzOs et une légère augmentation en TiO2 pour l'ensemble
Agh par rapport à l'ensemble RN. Quant au CaO et au MnO, ils montrent un léger
appauvrissement dans 1' ensemble Agh.
Dans le secteur Musquaro-La Romaine, ces mêmes diagrammes suggèrent que les
deux groupes (avec ou sans anomalies négatives en Nb-Ta) évoluent d'une façon
semblable lors de la différenciation magmatique (Fig. 3.10 et 3.11). Ces diagrammes
montrent que, durant la différenciation, I'AI2O3 tend à diminuer, tandis que les
abondances de CaO demeurent stables et les concentrations des autres oxydes
augmentent. Ces observations sont en partie conformes aux tendances qui résultent
normalement de la differenciation de tholéiites (contrôle important du plagioclase et
du clinopyroxène). Parfois cette tendance est moins claire que celle observée
précédemment dans le secteur HSP-Natashquan. Cette différence souligne le fait
qu'une proportion importante de roches dans ce secteur soit d'affinité alcaline. De
plus, le sous-ensemble Rom-II apparaît comme moins fractionné que le sous-
ensemble Rom-I puisque le contenu en MgO est plus élevé. Finalement, le sous-
ensemble Rom-II est enrichi par rapport au sous-ensemble Rom-I en TiOz et en P2O5,
et appauvri en AlzOr Gig. 3.10 et 3.11).
50
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idf$**fæ.i
4
. = J
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ê\ 14
d ' ,10
x
U)
404 5 6 7 8 9 1 0
MgO (% poids)
2 3 4 5 6 7 8 9 1 0
MgO (% poids)
2 3 4 5 6 7 8 9 1 0
MgO (% poids)
2 3 4 5 6 7 8 9
MgO (% poids)
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0
2,
2 3 4 5 6 7 8 9 1 0
MgO (% poids)
4 5 6 7 8 9 1 0
MgO (% poids)
3 4 s 6 7 8 9 1 0
MgO (% poids)
4 5 6 7 8 9
MgO (% poids)
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:itËs*"._ n
ê !
4
0t 14 5 6 7 8
MgO (% poids)
Figure 3.9. Diagrammes des oxydes vs MgO des roches mafiques du secteur HSP-Natasquan. Notez quel'ensemble Agh montre de bonnes variations des teneurs en TiO, AlrO, et FerO.t en fonction dufractionnement magmatique souligné par la diminution des du abondances en MgO.
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5 6 7
MgO (% poids)
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MgO (7o poids)
5 0 1
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VV
v
t v vv
- J r VV '
Vv v v
Légende
ffiI V R o m r r I
Figure 3.10. Diagrammes des oxydes vs MgO pour les roches de la régron de La Romaine. Les échantillonsdu sous-ensemble Rom-I sont plus appauvris en MgO (4.5-6.5) par rapport à ceux du sous-ensemble Rom-II(6.5-8).
20
l 8
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3 4 5 6 7 8
Mgo (% poids)9 1 0 5 6 7 8 9 t 0
MgO (% poids)4 5 6 7 8 9 1 0
MgO (% poids)
5 6 7 8 9
MgO (7o poids)
4 5 6 1 8 9
MgO (% poids)
30
à{ rn
4. r. reE"am
^ ^ o ^ ^ o ^
^ ^"o
A-11 o ̂ o ^'
3 43 4 5 6 1 a 9
MgO (% poids)5 6 7 8 9
MgO (% poids)1 0 3 4
6À-------^ r \^ ,aanar À^ 13|-1/
a ^
AA
A
o o o ^^ ^ "
tr. ̂ ^ ^ ̂ ̂ ^^ n " a Â
3 4 9 1 0
^ t
4 5 6 7 E 9 1 0
MgO (% poids)5 6 1 4
MgO (% poids)
Légende
À Mus-tAMus-II
tr'igure 3.11. Diagrammes des oxydes vs MgO pour les roches de la région du lac Musquaro. Les échantillonsdu sous-ensemble Mus-II montrent un enrichissement relatif en SiO, et NarO, ainsi qu'un appauwissement relatifen TiO" par rapport aux roches de l'ensemble Mus-I.
^^r*$qï^ ro r
^ ^ À " " ^^
qÀbo^oo -^
53
3.3.2 ÉIéments traces
Éléments de transitions
Les suites mafiques de la région étudiée présentent essentiellement les mêmes teneurs
moyennes en éléments de transition (Tab. 3.5) (Appendice E). Les teneurs en éléments
compatibles comme le Co, Ni, et le Cr se situent respectivement aux environs de 50, 100,
130 ppm. Ces faibles abondances témoignent de la nature différenciée de ces roches
mafiques. D'autre part, les éléments incompatibles comme le V et Zr se situent
respectivement aux environs de 250 et 175 ppm. Ces valeurs sont comparables à celles
observées dans des basaltes du Mahabaleshwar (Mahoney et al., 1982) et dans des
basaltes sélectionnés par Lightfoot et al. (1990) qui ont tous les deux des teneurs près de
90, 130 et 165 ppm pour le Ni, le Cr et le Zr. Par contre les teneurs en V des échantillons
de notre étude semblent inférieures à celles reportées par Mahoney et al. (1982) et
Lightfoot et al. (1990) qui sont près de 400 ppm (Tab 3.5)
Tableau 3.5. Teneurs en éléments de transitionEléments
Mus-I
n:6
ô M ô M ô M
7 54 t23 49 14 52
48 142 t t4 16 20 81
61 146 t9 101 6t t t2'75 224 13 268 83 243
88 266 174 217 50 135
8 2 2 6 3 2 6 2 9
Basates BasaltesRom-l .\lus-II Rom-II
n:9 n:13 ":to intraplaquesr intraplaques2
n : ? n : ?
RN
n:24
Agh
n:25
Co
Ni
Cr
V
Zr
Sc
M ô M
5 3 8 5 2
100 46 104
129 64 t t l
218 92 257
145 83 110
32 18 28
ô M ô M
5 4 3 6 _
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76 101 58
56 433 74
45 182 44
M=noyenne; ô : écart-type; Tirées de Lightfoot et a1., 1990; Tirées de Mahoney et al., 1982
Quelques distinctions fines sont cependant perceptibles parmi les différents sous-
ensembles retenus pour fin d'analyse. En effet, le sous-ensemble Mus-I présente la plus
grande variabilité comme le montre les écarts-tlpes pour le Co, le Ni et le Zr qui excèdent
deux fois les valeurs observées dans les autres sous-ensembles. De plus, les sous-
ensernbles Mus-I et Rom-I semblent légèrement enrichis en Zr, tandis que seul Mus-I
semble légèrement enrichi en Ni. D'autre part, les diagrammes binaires en fonction de
MgO montrent des tendances nettes vers un enrichissement en Y et Zr (comportement
incompatible), et un appauvrissement (comportement compatible) pour le Co, le Ni, et le
Cr (Fig. 3.12,3.13 et 3.14). Ces tendances sont cependant peu perceptibles pour le V et le
Cr pour le sous-ensemble Rom-I. Encore une fois, cette différence souligne probablement
la présence de deux tlpes de magmas dans ce secteur. Le premier type est caractérisé par
une pétrogenèse tholéiitique et I'autre par une pétrogenèse alcaline. De telles variations
dans les abondances en éléments de transition découlent de leurs differences de
compatibilité lors de la differenciation magmatique. Le V et le Zr étant incompatibles
auront tendance à se concentrer dans la phase liquide lors de la différenciation
magmatique. Ce type de comportement est commun aux suites de tholéiites différenciées.
Éléments des terres-rures
La comparaison des spectres des éléments des terres-rares 1Éfn; normalisés aux valeurs
moyennes des N-MORB met en évidence certaines différences entre les sous-groupes
retenus pour fin d'analyse comparative (Fig. 3.15). Quoique de faibles amplitudes, ces
écarts permettent de singulariser un bon nombre de sous-ensembles, et ce tout en
soulignant certaines différences pétrogénétiques significatives. Les teneurs en La-Sm
(ÉfR-legers) et Gd-Yb 1ÉtR-lourds) normalisées aux N-MORB se situent généralement
dans les fourchettes de 2 à20 et de 0.5 à 3, respectivement. Ces valeurs sont semblables à
ce1les rapportées pour les basaltes de Deccan (Lightfoot et al., 1990; Mahoney et al.,
2000). La figure 3.16 montre que les spectres moyens de noq échantillons semblent
légèrement plus enrichis en ÉTR-légers que ceux des valeurs moyennes des basaltes de
plateau du Deccan. Par contre, cette même figure présente une plus grande similitude face
aux spectres des valeurs moyennes des ÉTR-lourds.
Les spectres montrent un enrichissement en ÉtR-légers avec des rapports LalTb moyens
dans la fourchette de 22 à 23 pour les sous-ensembles Rom-I et Mus-I, et de 12 à 18 pour
les sous-ensembles Rom-II, Mus-II, RN et Agh. Des points d'inflexions au niveau de I'Eu
et d'un faible fractionnement des ÉTR-lourds (avec des rapports Tb/Lu moyens de 2.2 à
55
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MgO (% Poids)
Légende
OnN-r E,tgh-tIRN-II f Agh-II$RN-III ! AghJl
Figure 3.12. Diagrammes d'éléments haces portés en fonction du MgO pour les roches du secteur HSP-Natashou,an.
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Légende
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MgO (% poids)
Figure 3.13. Diagrammes d'éléments traces portés en fonction du MgO des roches du secteur de LaRomaine.
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MgO (% poids)
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MgO (% poids)
3 4 5 6 7 8 9 1 0
MgO (% poids)5 6 7 E 9 1 0
MgO (% poids)
Légende
A Mus-IAMus-II
Figure 3.14. Diagrammes d'élément traces portés en fonction du MgO pour les roches du secteur du laMusquaro.
A
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La Pr Sm Gd Dv Er YbCe Nd Eu Tb Ho Tm Lu
La Pr Sm Gd Dv Er YbCe \d Eu Tb Ho Tm Lu
,2.2La Pr Sm Gd Dy Er Yb
Ce Nd Eu Tb Ho Tm Lu
Figure 3.15. Spectres des éléments des terres-rares (ETR) normalisés aux valeurs de N-MORB (Sun et McDonough,l 989).
Lt Pr Sm Gd Dv Er YbC e N d E u T b ' H o T m L u
ORN-I|lRN-II$RN-rrr
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A Mus-IAMus-II
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La Pr Sm Gd Dv Er YbCe Nd Eu Tb "Ho Tm Lu
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La Pr Sm Gd Dv Er YbCe Nd Eu Tb "Ho Tm Lu
Légendeo Agh. R No Mus- Iv Rom- Is Mus- IIv Rom- IIODeccan (Lightfoot et a1., 1990)<)Deccan (Mahoney et a1.,2000)
X'igure 3.16. Spectres des éléments des terres-rares 1ÉfR; normalisés aux valeurs de N-MORB ( Sun etMcDonough, 1989) permetent de comparer les valeurs moyennes des sous-ensembles étudiées (A) parrapport aux valeurs rapportées pour les basaltes du Deccan (B).
60
3.3) pour I'ensemble de nos échantillons. Ces observations sont comparables à celles
obtenues pour les basaltes de la section de Toranmal dans les Trapps du Deccan
(Mahoney et al., 2000).
A l'exception des spectres des sous-ensembles Mus-II et Rom-II, les spectres des
échantillons des autres sous-ensembles sont tous parallèles les uns aux autres. Les sous-
ensembles RN-I, II, III, Agh-I, II, et III se distinguent par des abondances totale plus
élevées en ÉtR (Fig. 3.i5). Les sous-ensembles RN-I et Aghl-I, i.e. les moins riches en
ÉTR, renferment également les échantillons les plus riches en MgO. Ces échantillons
correspondent probablement aux termes les plus primitifs de ces suites. Il est intéressant
de souligner que les sous-ensembles RN-II, RN-Itr, Agh-II et Agh-III montrent des
enrichissements en ÉTR pouuant atteindre un facteur de 5 par rapport aux termes les plus
primitifs des suites tout en conservant essentiellement le même rapport Éfn- léger/lourd.
Les mêmes tendances sont observées dans les sous-ensembles Mus-I et Rom-I qui sont
impossible à distinguer des suites RN et Agh. Les sous-ensembles RN-I et Agh-I
présentent un léger pic positif en Eu trahissant la possibilité d'une légère accumulation de
plagioclase dans les roches mafiques (Fig. 3.15). Ce pic s'atténue progressivement pour
devenir légèrement négatif dans les échantillons les moins magnésiens et les plus riches
en ÉTR, c'est à dire dans les termes les plus évolués de ces suites. De tels changements au
niveau de I'Eu sont également observés dans le sous-ensemble Rom-I. Ce bpe
fractionnement de l'Eu suggère des mécanismes de différentiation magmatique sous de
faibles de fugacités de I'oxygène (milieu réducteur) compatibles avec la mise en place de
magmas basaltiques dans un environnement intraplaque.
Les ensembles de RN et d'Agh (Fig. 3.15) présentent un enrichissement en ÉtR-légers et
des spectres d'ÉTR sub-parallèles entre eux. Le déplacement vers le haut des spectres des
ÉtR reflète vraisemblablement une augmentation du degré de fractionnement des
différents termes de la suite. Une légère variation dans le fractionnement des ÉTn-légers
s'observe dans les deux ensembles mais plus particulièrement dans le Agh. Cette
observation a permis d'isoler les roches les plus primitives dans les deux suites. Les
diagrammes binaires en fonction du MgO (Fig. 3.9) confirment que ces échantillons sont
Ô I
plus riches en MgO. Comme pour les autres ensembles, sur ces spectres, le léger pic
positif de l'Eu est probablement attribuable à I'accumulation du plagioclase. Ce pic est
présent dans les termes les plus primitifs des deux ensembles mais disparaît dans les
termes plus évolués.
Les spectres des sous-ensembles Mus-II et Rom-II se distinguent par leurs plus faibles
abondances en ÉtR-légers couplées à un fractionnement plus faible des ÉtR-lourds.
Dans ces roches, les spectres des ÉtR sont nettement plus plats, recoupant ceux des sous-
groupes Mus-I et Rom-I (Fig. 3.15). Ces différences de signatures témoignent de
changements probables dans l'évolution des différentes suites magmatiques.
La nature et la concordance des variations observées entre les spectres des ÉTR des
échantillons d'une même suite suggèrent que ces roches soient liées génétiquement par un
processus de cristallisation fractionnée (probablement dominante) d'un même magma
plutôt que par un processus de fusion partielle variable d'une même source. Car si ces
variations géochimiques résultaient d'une de variation du taux de fusion partielle d'une
même source, nous devrions observer un recoupement des spectres ce qui n'est pas
observé, en général, sur les spectres présentés à la figure 3.15. De plus, l'allure générale
des spectres de distribution rappelle celle des basaltes intraplaques continentaux
(continental flood basalte, CFB) (Sun et McDonough, 1989; Amdt et a1., 1992; Saunders
et a1., 1992 et Campbell, 2001). D'autre part, le fractionnement des ÉTR-lourds peut être
attribuable soit à une fusion partielle à haute pression dans le champ de stabilité des
grenats ou à I'enrichissement métasomatique d'une source péridotique par I'injection de
magmas de type OIB ou carbonatitiques.
Diagrammes multiéléments
La comparaison des diagrammes multiéléments normalisés aux valeurs suggérées pour le
manteau primitif terrestre (Sun et McDonough, 1989) permet de poursuivre plus à fond la
comparaison des différents sous-ensembles et de mettre également en relief des
différences significatives entre les sous-ensembles Mus-II et Rom-II (Fig. 3.17 et 3.18).
62
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100
T h N b L a P r Z r T i E u T b Y E r Y bU Ta C€ Nd HfSmGd Dv HoTmLu
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Légende
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Figure 3.1 7. Spectres multi-éléments des roches mafiques provenant du secteur HSP-Natashquan nornralisésarx valeurs du manteau primitif (Sun et McDonough, 1989).
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Figure 3.18. Diagrammes multi)éléments des roches mafiques provenant du secteur Musquaro-LaRomaine normalisés aux valeurs du manteau primitif (Sun et McDonoueh. 1989).
64
Les sous-groupes RN-I, RN-II, RN-III, Agh-I, Agh-II, Agh-III, Mus-I et Rom-I
présentent : 1) des spectres sub-parallèles marqués par des anomalies négatives en Th, P,
et Ti, 2) des anomalies négatives bien marquées en Nb-Ta pour les sous-ensembles RN-
III et Agh-III, 3) une plus faible anomalie enZr, Hf, Ti ainsi qu'une anomalie positive en
Eu. L'anomalie en Eu semble s'estomper avec I'augmentation du degré de differenciation
des roches. À I'opposé, le pic négatif en P diminue avec I'augmentation du degré de
différenciation. L'allure générale des spectres est presque horizontale avec un léger
appauvrissement en éléments traces les moins incompatibles (e.g., Dy-Lu).
Les sous-ensembles Mus-II et Rom-II présentent des spectres sub-parallèles et très serrés
marqués par de faibles anomalies négatives enZr, Hf et Ti et un très fort appauvrissement
en éléments fortement incompatibles. Cette signature est caractérisée par une forte
anomalie négative en Nb-Ta. Outre la différence des anomalies en Nb-Ta, les éléments
moyennement et faiblement incompatibles semblent avoir les mêmes spectres.
Rapports d' éléments traces
Les ensembles RN et Agh se distinguent également par les rapports de certains éléments
traces. La comparaison des moyennes des rapports des ÉTR-légers (LalSm) montre que
les roches de I'ensemble d'Agh sont plus fractionnées en ÉTR-légers que celles de
l'ensemble de RN (Tab. 3.6 et 3.7), De plus, les éléments traces les plus incompatibles
montrent la même tendance. Par contre, le fractionnement des ÉTR-lourds (Tb/Yb) est
semblable dans les échantillons des deux ensembles. Ceci suggère fortement que le
comportement des ÉTR-lourds et des éléments modérément incompatibles soit similaire
pour les échantillons des deux ensembles. Les petites variations détectées entre ces deux
ensembles ne requièrent pas des origines et des pétrogenèses nécessairement distinctes.
Cependant, la présence de valeurs moyennes plus élevées en éléments incompatibles dans
I'ensemble Agh est pétrogénétiquement significative. À priori, ceci pourrait s'expliquer
par un mécanisme de fusion partielle à taux variable d'une source mantellique commune.
Enfin, 1e rapport TiO2 I PzOs (élément modérément incompatible / élément plus
incompatible) plus élevé dans I'ensemble de RN (RN:1 1.0 et Agh- 8.0) suggère un plus
faible enrichissement en éléments incompatibles pour I'ensemble RN. Ce taux
65
d'enrichissement plus faible en éléments incompatibles dans I'ensemble RN suggère que
ce demier résulte d'un taux de fusion partielle plus élevé. De plus, la présence de
variations semblables à l'intérieur d'un même ensemble, que ce soit RN ou Agh, suggère
que les sous-ensembles soient liés pétrogénétiquement par des variations du taux de
fusion partiel. Les sous-ensembles RN-III et Agh-III témoignent possiblement de taux de
fusion partielle les plus faibles. Les tableaux 3.6 et 3.7 présentent les valeurs moyennes
des abondances en éléments traces incompatibles et de certains rapports d'éléments traces
incompatibles des deux ensembles de roches.
Tableau 3.6. Eléments incom ibles de I'ensemble RNRN-IIIRNEléments
KrOBaRbThCs
LalSmTio2/P2os
Tb/Yb
KroBaRbThCs
LalSmTio2/P2o5
Tb/Yb
M
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ô0,3
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0,96,20,4^ 1L r )
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M0,7
148,928,61 ,24,6
1 1 , 00,3
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120,63 1 , 81 ,0J , l0,44,40,0
M0,54'73,6
18,20,44,01 ,9014,920,3 r
ô0,464,3) q q
0,18,60,24,50,0
M0,8
152,924,41 , 8
34,12,448,84o 1 1
ô0,269,219,11 ,04,20,41 1
0,0
Tableau 3.7. Eléments ibles de l'ensembleh-III
M1,2
?07 s43,91 ,71 R? o8,0
ô0,6
187,35 9 R
1,06 0
0,52,9
M0,6288,115,90,61 , 5
2,3912,17
ôô 1
44,07,00 ,11 ,20 ,11 ,30,0
M
239,762,91 ,92. 1
2,9' 7 4
ô0,893,1R s 10,7
0,61 ,40 ,1
Mt \
476,545,4l o5 )
6,1
ô0,4
105,9A ) R
2 , 17 , 10,31 ,7
0.4 0 .1 ) z 4 4 I
Les diagrammes binaires portés en fonction du MgO montrent également que les rapports
TilV, Lalsm,LalYb sont plus élevés dans l'ensemble Agh que dans I'ensemble RN (Fig.
3.19). Ceci confirme les observations obtenues àpartir de calculs des moyennes (Tab.3.6
et 3.7).
M=moyennel ô:écart-type
M:moyenne: ô:écart-type
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RN etAgh
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3 4 5 6 1 a
MgO (% poids)
Figure 3.19. Diagrammes binaires de différents rapports d'éléments traces en fonction du MgO. Lefractionnement des ETR se situant entre les pôles OIB et N-MORB est souvent observé dans les environnementsde CFB (continental flood basalt). Ces valeurs peuvent refléter des degrés de fusion partielle différents ou desniveaux de profondeur différente lors de la fusion partielle des roches mantelliques. Les valeurs pour les OIB etN-MORB sont celles proposées par Sun et McDonough (1989).
N.B. Pour bien faire ressortir la variation de distribution du rapport deLalYb,le diagramme I n'est pas à lamême échelle que les diagrammes D et E.
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n.Lgtr-Ip Agh-IIE Aeh-III
f Rom-IÇ Rom-II
AMus-IAMus-II
61
Le diagramme de classification des basaltes de ZrlTl*0.0001 vs NbiY (Winchester et
Floyd, 1977) montre que tous les échantillons du secteur HSP-Natashquan tombent dans
le champ des basaltes subalcalins (Fig. 3.20). Notons que le caractère subalcalin révélé ici
est contraire aux observations suggérés dans la figure 3.8. Cette demière suggère qu'une
majorité des échantillons des ensembles Rom et Mus tombent dans le champ des roches
alcalines. D'autre part, ce même diagramme confirme la dichotomie des deux séries dans
le secteur de Musquaro-La Romaine en présentant les sous-ensembles Rom-II et Mus-II
dans le champ des basaltes subalcalins et les sous-ensembles Rom-I et Mus-I dans un
autre nuage de points localisé à la frontière entre le champ des basaltes subalcalins et
celui des basaltes alcalins. Cette observation diffère de celles tirées du diagramme TAS
de kvine et Baragar qui suggèrent la présence de roches alcalines (Fig. 3.8).
Dans le cas présent, le rapport TiOzlPzO5 est probablement un mauvais indicateur du
deglé de fractionnement des éléments incompatibles. En effet, les échantillons du sous-
ensemble Mus-I présentent à la fois un enrichissement en éléments incompatibles et un
pic négatif en P tandis que certaines roches du sous-ensemble Mus-II présentent de plus
faibles enrichissements en éléments incompatibles et des pics positifs en P. De plus,
l'examen attentif de la figure 3.18 montre laprésence d'échantillons montrant un léger
pic négatif en Ti. Par contre, les moyennes des éléments incompatibles sont plus élevées
dans les roches du sous-ensemble Mus-I. De plus, les rapports LalSm ainsi que LaJYb, de
bons indicateurs du degré de fractionnement des éléments incompatibles, présentent des
valeurs plus élevées pour le sous-ensemble Mus-I. Par conséquent, ces observations
démontrent que ce demier sous-ensemble est plus enrichi en éléments incompatibles que
le sous-ensemble Mus-II. Ainsi, puisque le sous-ensemble Mus-II est moins enrichi en
éléments incompatibles, il peut provenir d'un taux de fusion partielle plus élevé ou bien
d'une source mantellique différente. Le rapport TilV plus élevé dans le sous-ensemble
Mus-I suggère probablement un plus grand fractionnement de minéraux ferromagnésiens
ou des variations du taux de fugacité de l'oxygène lors la fusion partielle des sources
mantelliques ou lors de la cristallisation fractionnée crustale. Les diagrammes binaires en
fonction du MgO indiquent également que le sous-ensemble Rom-I est enrichi par rapport
au sous-ensemble Rom-II pour les éléments Ta, Nb, Ti, Th, IJ et Zr (Fig. 3.21). Les
d 0.1*
s 0.01
5
1
o'l Nb/Y
Secteur Musquaro-La Romaine
RN etAsh- ComÆanl
Légende
ORNI|}RN-rrSRN-IIInagn-tlAgh-II!Agh-IIIAMus-IAMus-IIfRom-l!Rom-II
o ,
3 o.l*
F
s o.0r
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1
0.1
0.01
*
F
N
Figure 3.20. Diagrammes de classification des roches basaltiques selon Winchester et Floyd (1977). Lacomposition des échantillons des sous-ensembles Mus-II et Rom-II suggèrent un degré de fusion partielle plusélevé que pour les sous-ensembles Mus-I et Rom-I
Basalte subalcalin I Basalte alcalin
Andé'rqr4!4ftK r1r îBasalte subalcal;n I Basalte alcalin
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v v vV
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MgO (% poids)
0.09
0.07
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MgO (% poids)
MgO (% poids)
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MgO (% poids) MgO (% poids)
4 5 6 1 E
MgO (% poids)
Figure 3.21. Diagrammes d'éléments traces et de rapports d'éléments haces portés en fonction du MgO, pourles échantillons de la région de La Romaine.
t tv ? v
Y , , zY i5,/ V
V V
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' " v Vv - ! ? v -
N-MoRB v v
< OIB
Y.,, Y .r,; 7
T v vv v v
V
< OIB
V
Yl v
wV V _ ' Vw v v
70
rapports TiN, La/Sm, La/Yb et Gd/Yb présentent également des valeurs plus élevées
dans les sous-ensembles Mus-I et Rom-I que pour les sous-ensembles Mus-II et Rom-II,
et cela, indépendamment des teneurs en MgO (Fig. 3.19).
Les rapports Nb/Th, LalYb et Ti/V plus élevés dans le sous-ensemble Rom-I par rapport
au sous-ensemble Rom-II confirment la dichotomie observée précédemment. Les rapports
plus élevés indiquent un plus grand fractionnement des éléments incompatibles et des
ÉtR-légers. Le tableau 3.8 présente les moyennes de certains rapports d'éléments traces
observés dans les échantillons du secteur Musquaro-La Romaine.
Tableau 3.8. Moyennes de certains rapports d'éléments dans le secteur Musquaro-LaRomaine
Rapportsd'éléments
Nb/ThLalYb
Ti/vTh/La
,dl2o3/Tio2
Rom I
CaO/ 0.57 0 t 4
3.3.3 Discrimination tectono-magmatique
Outre leurs potentiels pour contraindre les interprétations pétrogénétiques, les éléments
hygromagmatophiles (élément qui va préférentiellement se localiser dans le magma
durant la fusion partielle de la roche) sont reconnus comme de bons indicateurs pour
établir I'environnement tectono-magmatique de mise en place des magmas mafiques
(e.g., Joron et Treuil, 1989). En effet, pour des magmas de même origine, les rapports
d'éléments fortement hygromagmatophiles (e.g., Th/Ta) versus ceux des éléments plus
faiblement hygromagmatophiles (e.g., Th/Hf) présentent des comportements linéaires
dans des diagrammes binaires. Dans le cas présent, ce tlpe de diagramme ne permet pas
de séparer les roches de l'ensemble RN et de celles de l'ensemble d'Agh, appuyant ainsi
I'hypothèse d'une origine commune pour les deux ensembles de roches mafiques (Fig.
3.22). Cette source pourrait être un manteau de composition sub-chondritique au niveau
des éléments fortement hygromagmatophiles. D'autre part, ce diagramme suggère la
Rom II Mus I Mus IIM
) 7 5 7'7,40
64,270,05
ô10,080,J7 ,10,01 ,00,0
M1,86\ ) 7
41,940,069,98
ô2,411,0'712,210,02i 5
0,06
M16,111 3 , 1 0107,680,064,'�720,59
ô3,815,9959,600,011,43
M9,275 , 1 859,480,026,950,49
ô3,010,941 6 , 1 30,01 ,560,07
M:moyenne; ô-écart-type
1 l
4
r I r3
2
HSP-Natashquan
o
0r4 0,6
Th/IIf
l ' 00'80120 L0'0 0r4 0,6
Th/Hf
l f ,
3 t o
1,5 2r0
Th/Hf
Figure 3.22. Diagrammes binaires des rapports ThL/Ta sur TIr/Hf.A) Un seul vecteur d'alignement pour les roches du secteur HSP-Natashquan.B) Deux vecteurs d'alignement pour les roches du secteur Musquaro-La Romaine suggérant des variations dans leurspétrogénèses respectives.C) Le vecteur d'allignement des échantillons avec une forte anomalie négative en Nb-Ta tend vers le pôle représententla valeur moyeme (dans cette région) des roches supra-crustales du Groupe de Wakeham. Cette tendance peut suggérerune influence des roches supra-crustales du Groupe de Wakeham dans la pétrogénèse de ces magmas mafiques.
3,0? {1'00'50 L0'0
Légende
ORN-IIRN-IIC}RN-III!egh-t!AghJIlAghJtrÀMus-ItAMus-IIfRom-I!Rom-IIOCroûte supérieure (Taylor et Mcl,ennan, 1985(DCroûte inférieure (Taylor et Mclennan, 1985)oE-N,IORB (Sun et McDonough, 1989)() Om lSun et McDonough, 1989)QM.P. (Sun et McDonough, 1989)@ Chondrite (Bougault, 1 985)ON-MORB (Sun et McDonough, 1989)ONASC (Gromet et a1., 1984)@Roches felsiques du Groupe de Wakeham
72
présence de deux sous-ensembles de roches mafiques dans le secteur Musquaro-La
Romaine. En effet, les échantillons provenant de ces secteurs définissent deux vecteurs de
distribution bien individualisés (Fig. 3.22). Les sous-ensembles Mus-I et Rom-I
pourraient provenir d'une source enrichie semblable à celle responsable de la formation
des basaltes de tlpe OIB et E-MORB. À l'opposé, les sous-ensembles Mus-II et Rom-II
pourraient être associés à une source plus appauvrie située près des pôles du manteau
primitif et des N-MORB, DM (manteau appauvri) ( e.g., Joron et Treuil 1989). De plus, le
vecteur représenté par les sous-ensembles Mus-II et Rom-II semble se diriger vers les
valeurs moyennes des roches supra-crustales du Groupe de Wakeham ce qui peut
suggérer une contamination des magmas par cette demière (Fig.3.22c).
Les diagrammes de discrimination tectono-magmatiques de Wood (1980) et les cercles de
probabilité de Pearce (1996) suggèrent que les roches du secteur HSP-Natashquan se
localisent dans la zone de transition entre le champ des basaltes d'arc insulaire volcanique
et celui des basaltes intra-plaques (Fig 3.23a). Cependant, une plus forte concentration
d'échantillons se localise à l'intérieur du champ des basaltes intra-plaques. Il est bon de
noter que le cercle de probabilité représentant la lithosphère continentale amincie
regroupe tous les échantillons (Fig. 3.23 ). Par ailleurs, ce diagramme souligne également
la présence de deux sous-ensembles (Fig. 3.23b,c), Mus-II et Rom-II, se regroupant dans
le champ des basaltes d'arc insulaire, par contraste avec ceux des sous-ensembles Mus-I
et Rom-I qui tombent dans le champ des basaltes de plateaux continentaux. Notons que la
signature d'arc suggérée pour les sous-ensembles Mus-II et Rom-II reflète probablement
des processus d'assimilation crustale car les roches crustales sont caractérisées par de
fortes valeurs des rapports Th/Ta.
73
Secteur HSP-Natasquan
amincieBasaltes d'arc insulairevolcanique (VAB)
Secteur Musquaro-La Romaine
Basaltes associés à unelithosphère continentale
Basaltes intraolaoueswPB)
TaTh
Légende
OnN-ttRN-rrE}RN-IIInagn-rUAeh- II!Agh- IIIAMus-lAMus-II!Rom-IIRom-II
Basaltes d'arc insulairevolcanique (VAB)
IIf/3 o Hfl3
Basaltes intraplaques
Basaltesintraplaques wPB)wPB) Basaltes d'arc insulaire
volcanique (VAB)
Figure 3.23. Diagrammes de discrimination tectono-magmatique de Wood et al. (1980) montrant es cercles deprobabilités de Pearce ( I 996). A: N-MORB; B : E-MORB et basaltes intraplaques (WPB); C : Basaltes intra-plaquesalcalins; D : basaltes d'arc insulaire volcanique (VAB).
74
3.4 Points saillants de la caractérisation géochimique
La caractérisation géochimique a permis de faire ressortir les caractéristiques suivantes :
1) Malgré le métamorphisme régional au faciès des amphibolites, les roches étudiées
retiennent l'essentiel de leurs signatures géochimiques initiales.
2) L'étude des éléments majeurs montre plusieurs similitudes entre les ensembles de
roches mafiques. Par contre, les ensembles RN et Agh semblent d'affinité subalcaline à
alcaline par contraste avec les ensembles Rom et Mus qui semblent avoir une affinité
plutôt alcaline.
3) Les roches des ensembles RN et Agh sont constituées majoritairement de tholéiites à
olivine normative ainsi que de quelques échantillons à quartz et néphéline normatif. Par
contre, les ensembles Rom et Mus sont constitués des roches mafiques à olivine
normative et de roches mafiques à néphéline normative.
4) Les roches mafiques des ensembles RN et Agh ont probablement une pétrogenèse
commune. Les différences géochimiques entre ces ensembles, montrées par les éléments
traces, peuvent être attribuées à des variations du taux de fusion partielle d'une source
mantellique commune.
5) Les sous-ensembles RN III et Agh III présentent de faibles anomalies négatives en Nb-
Ta qui suggèrent une contamination crustale. Toutefois, les échantillons de I'ensemble
Agh présentent plus d'échantillons montrant ces anomalies négatives que I'ensemble RN.
6) Les roches mafiques du secteur Musquaro-La Romaine se distribuent en deux sous-
ensembles : a) Mus-I et Rom-I qui présentent des caractéristiques de basaltes de plateaux
continentaux de composition intermédiaire variant entre des basaltes sous-saturés et des
basaltes saturés en SiO2, pouvant facilement être pétrogénétiquement associées aux
ensembles RN et Agh du secteur HSP-Natasquan, b) I'autre sous-ensemble, Mus-II et
Rom-II présente des caractéristiques qui sont differentes de celles des basaltes de plateaux
continentaux tlpiques, c'est à dire de très fortes anomalies négatives en Nb-Ta.
7) Les roches mafiques de la région d'étude peuvent se subdiviser en deux groupes
caractérisés par des variations notables de I'abondance relative en Nb et Ta des spectres
en éléments traces. En effet, I'ensemble des roches mafiques du secteur de HSP-
Natashquan, dont celles des ensembles RN et Agh, de même que celles des sous-
ensembles Mus-I et Rom-I provenant du secteur oriental de la région d'étude sont
caractérisées par I'absence de fortes anomalies négatives en Nb et Ta. Cette
caractéristique est typique des basaltes intraplaques comme ceux des plateaux
continentaux (CFB). Les échantillons des sous-ensembles Mus-II et Rom-II, quant à eux,
présentent des pics négatifs en Nb et Ta qui à première vue suggèrent des variations dans
la pétrogenèse des roches de ces sous-ensembles par rapport aux autres roches mafiques
de la région d'étude. Ces anomalies négatives en Nb-Ta peuvent avoir plusieurs origines :
une pétrogenèse associée à une zone de subduction, une forte contamination crustale ou
un métasomatisme de la source mantellique.
Chapitre 4.0
Pétrogenèse et discussion
La caractérisation géochimique des sous-ensembles de roches mafiques de la région
d'étude a démontré, que les ensembles RN, Agh, Mus-I et Rom-I présentent pour
I'essentiel, des signatures géochimiques semblables marquées par un enrichissement en
éléments les plus fortement incompatibles sur les diagrammes mult-iéléments normalisés
aux valeurs du manteau primitif. D'autre part, nous avons également montré que les
signatures géochimiques des sous-ensembles Mus-II et Rom-II se distinguent de celles
des sous-ensembles précédents notamment par la présence de fortes anomalies négatives
en Nb, Ta, et Ti. Ces signatures géochimiques contrastantes témoignent d'un
cheminement pétrogénétique complexe.
Dans ce chapitre, nous discuterons en détail des processus pétrogénétiques pouvant
expliquer certaines différences géochimiques observées entre les differents sous-
ensembles. Plus spécifiquement, nous tenterons d'interpréter la signature géochimique
particulière des sous-ensembles Mus-II et Rom-II qui sont géographiquement restreints à
la région de Musquaro - La Romaine. Finalement, nous discuterons des environnements
géotectoniques probables de mise en place de ces suites magmatiques.
4.1 Origine et contexte géodynamique de mise en place des magmas basaltiques
Quoique les magmas basaltiques soient mis en place dans un grand nombre
d'environnements géotectoniques, ils sont communément classifiés géochimiquement
suivant trois grands types soient i) les basaltes intraplaques (WPB - VTrithin Plate Basalts),
comprenant les basaltes des îles océaniques (OIB - Ocean Island Basalts) et ceux des
plateaux continentaux (CFB - Continental Flood Basalts), qui sont mis en place en retrait
des bordures de plaques tectoniques, ii) les basaltes des rides médio-océaniques (MORB -
Mid Ocean Ridge Basaltes) mis en place en bordure des plaques divergentes et iii) les
basaltes associés aux arcs insulaires volcaniques (VAB - Volcanic Arc Basqlrs) qui
donnent lieu à la formation des arcs insulaires volcaniques, le long de bordures de
plaques convergentes. Les differences géochimiques entre ces trois types de magma sont
en partie attribuables au fait que les magmas de type MORB sont fortement anhydres, de
températures moyennes et dérivés d'un taux de fusion partielle relativement élevé du
manteau supérieur (asthénosphère). Par contraste, les magmas de type VAB sont
principalement formés suite à la déshydratation de la plaque subductée, qui en libérant de
l'eau et des éléments incompatibles relativement solubles (e.g. Ba, Rb, Sr) abaisse le
point de fuSion du biseau des roches mantelliques de la plaque supérieure pour ainsi
produire un magma hydraté enrichi en éléments incompatibles relativement solubles
comme les LILE (Large ion lithophile element) ? . À l'opposé, les basaltes de type V/PB,
surtout associés aux panaches mantelliques, se forment à haute température en l'absence
d'H2O et à de grandes profondeurs dans le manteau (souvent dans le champ de stabilité
des lherzolites à grenat). La figure 4.1 présente schématiquement la subdivision tectono-
magmatique des differents magmas basaltiques terrestres. Dans certain cas, les basaltes
continentaux peuvent se former sans la mise en place de panache mantellique. Ces
magmas se forment suite à une importante atténuation lithosphérique dans des zones
d'extension lithosphérique. La source de ces basaltes semble parfois être lithosphérique.
Ces différences pétrogénétiques donnent lieu à des signatures géochimiques distinctes qui
peuvent être mise en évidence notamment à I'aide de spectres de distribution des éléments
traces normalisés arlx valeurs du manteau primitif terrestre (Fig. 4.2a). Cette
représentation des données géochimiques est eff,rcace pour aider à l'évaluation probable
des environnements géotectoniques de mise en place des magmas. Sur ces diagrammes,
les MORB de composition normale Q.{-MORB) montrent un fort appauvrissement en
éléments hautement incompatibles (e.g. ÉtR-leger;. Les basaltes de type WPB se
distinguent des N-MORB par un enrichissement en éléments fortement incompatibles,
sans toutefois présenter d'autres anomalies distinctives. Par contre, quoique les basaltes
de type VAB présentent un enrichissement semblable aux basaltes de type WPB pour ce
qui est des terres rares-légères et des actinides, ils sont singularisés par la présence
d'anomalies négatives marquées en Nb, Ta, Ti et souvant en Zr et Hf (Briggs &
McDonough, 1989; Kelemen et al., 1990; Arndt et Christensen, 1992; Zhao et
McColloch,1993; LaFlèche et al., 1996 et Campbell, 2001).
78
Basalte intra-plaque(wPB)
(MoRB)----Transition MORBA/AB - (VAB)Basalte de ride océanique Basalte d'atc volcanique
Figure4.1. Diagrammesynthèsedelamiseenplacetectoniquedesbasaltes.Lestroisprincipauxtypesdebasaltessontreprésentés par les sommets du triangle tandis que les zones transitionnelles et les sites de mise en place occupentrespectivement les côtés et I'intérieur. Les MORB sont produits à la marge divergentes des plaques, les VAB fontéruptions à la bordure convergente des plaques et les WPB sont mis en place loin des marges de plaques. Tirée de Pearce,1996.
Rides Bassins Arcs
79
Th Nb La Pr Sm Gd DyU T a C e N d T i T b
tH. ! l
+.. - l-F!
r ! l
tr .lê r .---
q)+.éF rooÀF--I
o= 1 0. -+l-
I
6ta-c ) l
rftl
T h N b L a P r S m G d D y H o Y bU T a C e N d T i T b Y E r L u
trLillian-MNRQ<* Robe-Noire-MNRQ
Ho YbY E r L u
CE. -+.. ! l-
F-. ! (
Ll-t .-!a-ctq)*.À
I
! rooFT
Àx-= 1 0+)À
I
ctÀ-9 1
\[r]
. lLa Pr Sm Gd Dy
C e N d f i T bTh Nb La Pr Sm Gd Dy
U T a C e N d T i T b YHo Yb
Er LuTh Nb
UHo Yb
Y E r L u
Figure 4.2.A) Diagramme multitléments représentant les spectres d'éléments traces caractéristiques pour les diférentes origines desbasaltes.B) Diagramme multi-éléments représentant des spectres de basaltes de plateau ICFB) avec des anomalies en M-Ta similaire àceux des IAB et à la croûte continentale.C) Diagramme multiéléments montrant la valeur moyenne des spectres d'éléments traces de chacun des groupes de rochesidentifiés dans notre étude. Les spectres présentent deux signatures, I'une typique des milieux OIB ou dérivée de panache, I'auheanomale en M-Ta et caractéristique à la fois des IAB ou de certains types de CFB.D) Diagramme multi-éléments des valeun proposer par le MNRQ pour les Suites de Robe-Noire et de Lillian.Les valeurs de nomralisation du manteau primitif sont celles suggérées par Sun & McDonough (1989).
Tiré de Campbell (2001) Tiréde Canpbell (2001)
80
Malheureusement, les basaltes de plateaux continentaux, ne présentent pas tous une
signature caractéristique de type WPB (Fig. 4.2b). Par exemple, plusieurs suites
précambriennes et paléozoïques de basaltes mis en place à travers la croûte continentale
enregistrent une contamination crustale qui se traduit par la présence, dans leurs spectres
en éléments traces, d'anomalies négatives marquées en Nb-Ta et Ti. Ce type de signature,
produite par l'assimilation progressive de la croûte continentale, peut donc être
confondue avec celles des VAB. De plus, Campbell (2001) a montré que, des anomalies
négatives en Nb-Ta et Ti des basaltes des plateaux du Karoo et de Parana proviennent
waisemblablement d'un héritage crustal précoce, suite à la contamination de la source
mantellique du panache par I'assimilation de sédiments qui, après leur subduction, ont été
entraînés dans le manteau profond par des courants de convection mantellique
descendants. Ces basaltes ne présentent toutefois pas d'enrichissement en SiOz comme les
basaltes de plateau de Paringa qui sont fortement contaminés par les roches crustales
encaissantes (Campbell, 2001). Compte tenu de la composition isotopique et de la
considération de bilan de masse, Campbell (2001) suggère que les signatures
géochimiques des basaltes du Karoo et de Parana soient d'origine essentiellement
mantellique, et ne résultent pas d'une contamination par la croûte continentale dans
laquelle ils ont été mis en place. En effet, le manteau lithosphérique sous le bouclier sud
africain serait enrichi et non appauvri en Nb-Ta et Ti (Campbell, 2001). Cette
caractéristique chimique du manteau lithosphérique reflète probablement des processus
métasomatiques reliés à l'impact de nombreux points chauds sous le continent africain et
à I'injection de volumes important de magmas kimberlitiques et carbonatiyiques dans la
lithosphère mantéllique.
En résumé, les basaltes et les roches gabbroïques associées, qui montrent un
enrichissement des ÉtR-légers et autres éléments fortement incompatibles, sans toutefois
présenter d'anomalies négatives en Nb-Ta et Ti peuvent être interprétés, sans trop de
doute, comme ayant une origine dérivée d'un panache mantellique. Cependant, en
I'absence de données isotopiques, il est difficile de distinguer entre une pétrogenèse
associée à la mise en place d'un point chaud et une hétérogénéité impliquant la fusion
partielle de manteau lithosphérique préalablement enrichi lors du passage d'anciens
8 1
panaches mantelliques. Par contre, d'autres critères peuvent être utilisés pour établir
I'origine de ceux présentant des anomalies négatives en Nb-Ta et Ti.
4.2Pétrogenèse des ensembles Rl[ et Aghn et des sous-ensembles Mus-I et Rom-II
Notre étude pétrographique et géochimique des roches métagabbro'r'ques des ensembles
RN et Agh, qui affleurent dans le secteur HSP-Natashquan, a mis en relief la très grande
similitude compositionelle de ces roches. Les métagabbros de l'ensemble RN se
distinguent sur le terrain des dykes amphibolitisés du Complexe d'Aguanish
essentiellement par leur association lithologique ainsi que par I'abondance et leur mode
d'occurrence. Rappelons que les métagabbros de I'ensemble RN forment des filons-
couches généralement d'épaisseurs déca- à hectométriques qui s'insèrent dans les
métasédiments du Groupe de Wakeham (constituant près du tiers des roches de la fosse
de Davy), tandis que les dykes amphibolitisés du Complexe d'Aguanish excèdent
rarement plus de l0 mètres d'épaisseur et forment tout au plus 15% des aires
d'affleurement. Soulignons, de plus, que ces differences dans le mode de distribution sur
le terrain de ces roches n'impliquent pas nécessairement la mise en place de suites
magmatiques distinctes. En effet, ces variations peuvent être reliées à des différences
dans le milieu de mise en place, par exemple, f injection dans des massifs granitiques sera
influencée entre autre par la présence de réseaux de fractures et de failles tandis que
l'injection en bassin sédimentaire peut être favorisée par les anisotropies dues à la
présence des différents contacts stratigraphiques.
L'étude des éléments traces des ensembles et sous-ensembles RN, Agh, Mus-I et Rom-I
présente : i) des spectres normalisés au manteau primitif (Fig. 4.2a et 4.2c) qui suggèrent
que les roches mafiques puissent êtres l'équivalent de basaltes de type intraplaque; ii)
d'autres rapports d'éléments traces suggèrent également que ces roches mafiques puissent
être des équivalents de basaltes de type intraplaque (V/PB) (Fig. 4.3a).
De plus, les observations géochimiques (comportement des éléments majeurs et traces,
similitudes des spectres des ÉTR et des diagrammes multiéléments, comportement des
rapports des éléments traces incompatibles) suggèrent fortement que ces ensembles et
82
t {
Secteur HSP-Natasquan
Ta/Yb
Secteur Musquaro-La Romaine
Figure 43. Diagrammes des rapports Th,/Yh en fonction de Ta./Yh montrant les differences entre les basaltes non contaminéqui proviennent d'une source appauwie (N-MORB) ou d'une source enrichie (OIB) et les basaltes contaminés. læs vecteursindiqués montrent I'influence associée à une subduction (S), à une contamination crustale (CC), à un enrichissement (E) et àune cristallisation fractionnée (CF). Les basaltes non contaminés de type intra-plaque continentale devraient se localisés dansle champ de la source manûellique enrichie. Modifié de Wilson (1988).
Ta/YbTdYb
Légende
ORNJûnN-rr$RN-III!egn-IlAch-IIlAgh-l11AMus-IAMus-II!Rom-IVRom-IIX Lillian MNRQ+ Robe-Noire MNRQO Croûte supérieure (Taylor et Mclænnan, 1985)O Croûte inférieure (Taylor et Mclænnan, 1985)OE-MORB (Sun et McDonough, 1989)QOIB (Sun et McDonough, 1989)
ies,#arc;:océxlique,{0r*-1 :,;
83
sous-ensembles de roches mafiques fassent partie d'une même suite magmatique. Pour
ces raisons, nous suggérons d'étendre le nom de Suite mafique de la Robe-Noire (nom
utilisé par Verpaelst et al., 1998, pour désigner l'ensemble des filons-couches et dykes de
gabbros métamorphisés, intrusifs dans les sédiments du Groupe de Wakeham) à
l'ensemble des dykes de roches mafiques que nous avons étudié et non plus de restreindre
ce nom exclusivement aux dykes et filons-couches à I'intérieur du Groupe de Wakeham.
4.2.lYariations observées à I'intérieur de la Suite mafique de la Robe-Noire
Globalement, les spectres des ÉtR montrent un certain enrichissement pour I'ensemble
Agh par rapport à I'ensemble RN (Fig. 3.15). Cet enrichissement peut être attribué à des
differences pétrogénétiques soit dans le taux de fusion partielle de la source mantellique,
ou soit possiblement dans le degré de fractionnement lors de la cristallisation fractionnée.
Notons toutefois que les abondances en ÉTR lourds sont semblables tandis que la pente
des ÉtR légers (du La au Sm) est plus accentuée dans l'ensemble Agh. Par simple
processus de cristallisation fractionnée, il est pratiquement impossible d'expliquer la
difference observée dans la composition de I'ensemble Agh par rapport à I'ensemble RN.
Tandis que les differences reconnues entre les sous-ensembles RN-I, il, III et Agh-I, II,
III s'expliquent par des taux de fractionnement plus élevés, les differences entre les
ensembles RN et Agh reflètent vraisemblablement des différences de taux de fusion
d'une source mantellique. Le taux de fusion partielle serait légèrement plus élevé pour
I'ensemble RN car nous savons que les ÉTR légers sont plus incompatibles et qu'un
faible degré de fusion partielle d'une source mantellique produit conséquemment des
magmas plus enrichis en ÉTR légers.
Le fractionnement plus marqué des ÉtR-lourds peut avoir deux origines: soit le
fractionnement magmatique à haute pression dans le champ de stabilité du grenat, soit
l'enrichissement métasomatique d'une source péridotitique par I'injection de magmas de
type OIB ou carbonatitiques. (Fig. 3.15).
Les spectres des ÉTR des sous-ensembles Rom-I et Mus-I sont très similaires à ceux du
secteur HSP-Natashquan. Un déplacement vers le haut des spectres des ÉTR des sous-
84
ensembles Rom-I et Mus-I pourrait également représenter une augmentation du taux de
cristallisation fractionnée de ces roches par rapport à celui du secteur HSP-Natashquan.
En l'absence d'indices suggérant une mobilité hydrothermale des éléments majeurs, la
distribution des échantillons sur le diagramme TAS (Fig. 3.7aet 3.8a) suggèrent que les
roches mafiques du secteur Musquaro-La Romaine sont légèrement plus alcalines que
celles du secteur HSP-Natashquan. Cette tendance vers une sous-saturation variable en
silice se traduit par une augmentation de I'abondance de la néphéline dans leurs norrnes
CIPW (Appendice C). Cette tendance plus alcaline est particulièrement bien mise en
évidence par le diagramme de classification des magmas basaltiques de Thompson (1984)
(Fig. 3.6 et Tab. 4.1).
Tableau 4.1. Classification des roches mafi selon 1984Localisation Tholéiites à uartz Tholéiites à olivine Basaltes alcalins
Secteur 20%r2%HSP-
4Yo8%
76%80%
SecteurMusquaro-LaRomaine
Rom-IMus-IRom-IIMus-II
0lÙVo
0t 7 %
s6%s0%20%33%
44%40%80%s 0 %
En effet, tandis que les roches mafiques du secteur Musquaro-La Romaine renferment
une proportion importante de roches alcalines, les roches de cette affinité sont nettement
moins abondantes dans le secteur HSP-Natashquan où la proportion de tholeiite olivine et
àquartz est plus importante (Tab. 4.1).
Pris dans leur ensemble, ces observations révèlent que les signatures géochimiques des
roches mafiques et des magmas parentaux changent, d'ouest en est, de tholéiitiques à
alcalines, suggérant des variations pétrogénétiques significatives dans les conditions et
dans le degré de fusion partielle de la source. Par exemple, lors de la fusion partielle du
manteau, la présence d'H2O et de COz peut favoriser la formation d'un magma basaltique
sous-saturé en silice (V/ilson, 1988; Rollinson, 1993). Notez qu'un faible pourcentage de
fusion partielle sous de haute pression aura le même effet. La genèse des magmas
basaltiques alcalins peut être reliée à un faible taux de fusion partielle (40%) d'une
85
lherzolite à grenat enrichie en éléments volatils. Par contre, une même lherzolite pauvre
en éléments volatils avec un taux de fusion partielle élevé (e.g., 15 à 25 o/o) produira un
magma tholéiitique (W'ilson, 1988; Rollinson, 1993). Généralement, les magmas de série
tholéiitique se forment à base pression et se saturent progressivement en silice (champ de
stabilité des lherzolithes à spinelle). Contrairement aux tholéiites, les magmas alcalins
demeurent sous-saturés en silice lors de la differenciation magmatique, et cristallisent
dans les faciès les plus différentiés des feldspathoides.
Les variations des rapports LalSm, LalYb, et TiOzlPzO5 peuvent également servir à
évaluer indirectement les variations relatives du taux de fusion partielle d'une source
mantellique lors de la pétrogenèse de chacun de ces ensembles. En effet, des rapports
élevés représentant des éléments fortement incompatibles comme le La, sur des éléments
moins incompatibles, comme le Sm et le Yb, suggèrent des taux de fusion partielle faible.
De plus, pour ce qui est de I'Yb, un appauvrissement en cet élément suggère une
rétention des Éfn lourds par le grenat contenu dans les therzolites à grenat.
Normalement, pour des sources mantelliques therzolitiques, ces rapports diminuent avec
I'augmentation du taux de fusion partielle de la source mantellique. Par contre, une
augmentation des rapports TiO2lP2O5, c'est à dire où l'élément le moins incompatible est
au nominateur, indique un appauwissement en éléments incompatibles, conséquence de
I'augmentation du taux de fusion partielle de la source. Ainsi, la comparaison des rapports
LalSm, LalYb et TiOzlPzOs observée dans les différents ensembles et sous-ensembles
suggère que I'ensemble RN résulte d'un taux de fusion partielle plus élevé que les
ensembles Agh et les sous-ensembles Rom-I et Mus-I. Ces trois derniers résultent
vraisemblablement de taux de fusion partielle semblables (Tab.4.2).
Tableau 4.2. Valeur des LalSm, LalYb et T iOzlP zO s.Rom-I Rom-II Mus-I Mus-II
LalSmLaNb 4,2
t 1.0
3,07,0 7,4
7.8
2,4 2,9 ) \\ )4,80
86
6,7
Secteur H SP-Natashquan
C rrapps du Decan
Secteur Musquaro-La Romaine
Trapps du Decan
Légende
OnN-t.RN-IIORN-IIIA Mus-IA Mus-II
n agh-ttr Aeh-II! Agh-III
! RomIVRomII
* Robe-Noire MRNQXLill ianMRNQ
O Croûte supérieure (Taylor et Mclennan, 1985)e Croûte inférieure (Taylor et Mcl-ennan, 1985)O P-VOne (Sun et McDonough, 1989)O OIB (Sun et McDonough, 1989)g M.P. (Sun et McDonougtr, 1989)
Figure 4.4. Digramme Nb/Y en fonction de ZrlY modifiés de Baksi (2001). La zone à I'intérieur des 2 lignesreprésente le champ mantellique profond proposé pour les roches gabbroiques. Dans I'arc insulaire volcanique deTonga-Kermadec, les roches du secteur nord sont identifiées à un origine mantellique profond par contre les roches dusecteur sud sont identihéun masmatisme de subduction.
87
4.2.2. Environnement tectono-magmatique de mise en place des ensembles Ri\ et
Agh, et des sous-ensembles Mus-I et Mus-I
Les magmas à l'origine des roches formant les ensembles RN et Agh ainsi que les sous-
ensembles Mus-I et Rom-I ont des caractéristiques rappelant celles de magmas
mantelliques issus de sources profondes (Fig. 4.3 et 4.4). Cette observation est
parfaitement compatible avec un environnement de magmatisme intraplaque. De plus, les
valeurs des rapports d'éléments traces comme: Nb/Y, ZrlY, Th/Tb et TalYb suggèrent
une origine de type E-MORB (Plume enriched MORB) évoluant vers le type OIB (Ocean
Island Basalt) pottr 1'ensemble de ces roches.
4.3 Pétrogenèse des sous-ensembles Rom-II et Mus-II, montrant des anomalies
négatives en Nb-Ta et Ti
Nous avons montré aux chapitres précédents que les roches mafiques des sous-ensembles
Rom-II et Mus-II se distinguent des roches de la Suite mafique de la Robe-Noire par la
présence d'importantes anomalies négatives marquées en Nb-Ta et Ti sur les spectres
multiéléments, trahissant ainsi un héritage pétrogénétique différent. Il est important de
souligner que les roches presentant cette signature géochimique distinctive semblent
affleurer exclusivement dans le secteur Musquaro-La Romaine, où elles sont intimement
associées et inséparables sur le terrain de celles des sous-ensembles Rom-I et Mus-I que
nous avons interprété cortme faisant partie de la Suite mafique de la Robe-Noire à la
section précédente.
4.3.1 Origine des anomalies négatives en Nb-Ta et Ti
La présence d'anomalies négatives en Nb-Ta dans des roches mafiques peut s'expliquer
de plusieurs façons. Elles sont, entre autre, caractéristiques des magmas basaltiques
associés aux arcs insulaires volcaniques (e.g., Kelemen et al., 1990). Elles peuvent,
d'autre part, être produites par la contamination de magmas de type plateaux continentaux
(WPB) lors de leur ascension dans la lithosphère et plus spécifiquement lors de leur mise
en place dans la croûte continentale (e.g., Carlson et al., 1981; Saunders et a1., 1992;
Arndt et Christensen,1992), ou résulter de la contamination du réservoir mantellique par
88
I'assimilation de matériel crustal suite à un événement de subduction antérieur (Campbell,
2001).
Signatur e magmatique d' ar c.
En effet, dans les roches mafiques les anomalies négatives en Nb-Ta sont depuis
longtemps reconnues comme étant caractéristiques de la signature des magmas
basaltiques et andésitiques des arcs insulaires volcaniques (e.g., Briggs & McDonough,
1989; Kelemen et aL., 1990; Arndt et Christensen, 1992; Zhao & McColloch, 1993;
Campbell, 2001). Elles résultent d'interactions entre la zone de subduction et les
péridotites mantelliques situées au-dessus de la zone de subduction. Les magmas
basaltiques et andésitiques reliés aux arcs magmatiques sont tous appauwis en éléments à
fort potentiel ionique (HFSE) par rapport aux abondances en ÉTR, tel le Ti, Zr, V, Nb,
Ht et Ta, dans les diagramme normalisés par rapport au MORB (Kelemen et al., 1990).
L'appauvrissement relatif se produit lors de I'interaction de la plaque en subduction et du
manteau sus jacent, suite à une réaction entre le magma produit par la fusion partielle du
manteau péridotique et les minéraux tels I'olivine, I'orthopyroxène et le spinelle. Ces
minéraux ont un coefficient de partage cristal/liquide plus élevé pour les HFSE que pour
les autres éléments incompatibles. Ce magma peut également être appauvri en ÉTR-
lourds, Cr et Ni, et enrichi en LILE par rapport au MORB. Ces caractéristiques sont
communes à tous les magmas mafiques de marge de plaque convergente (Kelemen et al.,
1990). Cet enrichissement en LILE peut également s'expliquer par un simple mécanisme
métasomatique impliquant la circulation de fluides hydratés (déshydratation de la plaque)
enrichis en ÉTR légers et en alcalis. Ces fluides abaissent la température de fusion des
péridotites tout en enrichissant les magmas en ÉTR légers par rapport aux HFSE.
Contamination crustctle (ithosphérique) des magmas de type plateaux continentaux
(WPB)
De fortes anomalies négatives en Nb-Ta et Ti peuvent également résulter de I'interaction
entre le magma asténosphérique et la lithosphère (mantellique ou crustale) durant son
ascension vers la surface (e.g., Saunders et al., 1992). La contamination du magma
ascendant peut se produire par I'assimilation de matériaux froids et fondus comme les
89
roches sédimentaires, les granites et les gneiss. Ces roches crustales sont naturellement
enrichies en ÉTR légers et appauvries en HFSE. Une assimilation de ce type de roches
peut facilement expliquer les anomalies observées dans les roches des sous-ensembles
Mus-II et Rom-II. Mahoney et al. (2000) ont démontrés qu' Un mélange hypothétique
formé d'un T-MORB (MORB transitionnel) et de 20Yo de croûte continentale archéenne
peut produire un spectre sur le diagramme multi-éléments qui se superpose aux spectres
avec des anomalies négatives en Nb-Ta exprimés par certains basaltes des trapps du
Decan (Fig. a.5). D'autre part,la contamination des magmas basaltiques peut se produire
durant leur ascension dans le manteau lithosphérique (e.g., Kelemen et al., 1990).
Effectivement, compte tenu de l'état de saturation du magma, ce dernier peut réagir avec
les péridotites. La zone d'interaction est toutefois très limitée, elle est maximale aux murs
des conduits magmatiques et décroît rapidement en s'en éloignant. Ce type de situation
peut être favorable aux processus de fractionnement du Nb-Ta par rapport aux autres
éléments traces (Arndt et Christensen, 1992). Une extraction sélective des éléments traces
incompatibles durant la fusion partielle du manteau péridotitique métasomatisé peut
produire des compositions chimiques et isotopiques differentes dans un basalte de plateau
continental. Certains processus peuvent favoriser la migration des ÉTR et autres éléments
incompatibles dans le magma en permettant une rétention du Nb-Ta. Dans l'assemblage
minéralogique du manteau péridotitique métasomatisé au point sub-solidu , les éléments
traces incompatibles sont surtout incorporés dans les amphiboles, les micas, l'apatite et
les oxydes. Le Nb-Ta a tendance à se concentrer dans les amphiboles et les micas. De
plus, un manteau (lithosphérique) péridotitique fortement métasomatisé contenant des
oxydes riches en Ti comme l'ilménite et le rutile aura tendance à incorporer
préferentiellement le Nb-Ta dans la structure de ces oxydes. Par conséquent, un magma
asthénosphèrique métasomatisé peut s'appauvrir Nb-Ta par rapport aux autres éléments
traces durant son ascension dans la lithosphère mantellique sous continentale (Arndt &
Christensen, 1992).
90
Mélange hypothétique
)r(ilj} [:ltr5WTs H 1 1 4
T-MORB
E 1
Ê
q)
E
É6l
I.f-l Tré de Mahoney et al.,2000
Figure 4.5. Diagramme multi-éléments de spectres classiques tiÉs de Mahoney et al., 2000. Les valeurs dumanteau primitif sont celles de Sun & McDonough (1989).
RbBaTh U K NbTaLa CePr Pb SrNd P ZrSmEuT GdTbDy Y HoErTmYbLu
ffi Echantillon des trapps du Deccano Mélange hypothétique 80 % IMORB et20 Vo croite archéenne felsiqueA T-MORB
Contamination du réservoir mantellique par des processus de subduction
Des anomalies négatives en Nb-Ta et Ti peuvent également résulter de la contamination
du réservoir mantellique suite à des processus de subduction antérieurs (Campbell, 2001).
Ce dernier a montré que certains basaltes de plateaux, dont ceux du Karoo et de Parana,
montrent des anomalies en Nb-Ta et Ti qui sont principalement attribuables à la
composition particulière de la source mantellique, et indirectement liées à une
contamination crustale ou à des processus de subduction.
4.3.2 Origine des anomalies négatives en Nb-Ta et Ti des sous-ensembles Mus-II et
Rom-II
Du fait que les anomalies négatives en Nb-Ta et Ti dans les magmas basaltiques
pourraient avoir plusieurs origines, d'autres contraintes géochimiques ou géologiques
(contexte régional de mise en place) doivent être considérées pour cibler le processus
pétrographique responsable du fractionnement des HFSE. À cet égard, il est bon de
rappeler que les échantillons des sous-ensembles Mus-II et Rom-II sont intimement
associés et inséparables sur le terrain de ceux des sous-ensembles Mus-I et Rom-I qui
présentent une signature géochimique caractéristique de roches mafiques associées aux
plateaux continentaux (WPB). De plus, il est important de souligner que plusieurs paires
d'échantillons présentant ces deux signatures contrastées ont été prélevées sur la même
aire d'affleurement. C'est le cas des stations CQA-00-101a (Mus-II) et CQA-00-101d
(Mus-I), respectivement sur les sites 89 et 90, ainsi que CQA-01-1379d1 (Rom-I) et
CQA-01-522a (Rom-II), respectivement sur les sites 58 et 59 (Fig. 1.4).
Signature d'arc
Le magmatisme associé aux zones de subduction est généralement de type calco-alcalin
et dans certains cas deS tholéiites d'arc peuvent former une proportion significative des
empilements volcaniques. Le tableau 5.1, basé sur la classification des roches basaltiques
de Thompson (1984), montre que les échantillons des sous-ensembles Rom II et Mus-II
sont plus alcalins que ceux de la Suite mafique de la Robe-Noire, incluant ceux des sous-
ensembles Rom-I et Mus-I.
92
Cependant, les roches mafiques des sous-ensembles Mus-II et Rom-II ne présentent pas
les caractères distinctifs de suites calco-alcalines. Ces derniers présentent généralement
une abondance linéaire régressive en fer, de faibles abondances en TiO2 (< 1.5% poids) et
une teneur élevée en AlzO: (e.g., Bonin, 1998). Par contre, les échantillons des sous-
ensembles Mus-II et Rom-II montrent un enrichissement en fer et se localisent dans le
champ des tholéiites, principalement dans le champ des tholéiites riches en fer (Fig. 3.6c
et3.7c). Les teneurs moyennes en TiOz pour les sous-ensembles Rom-II et Mus-II sont
respectivement de 1.85 % et de 2.30%o poids. Elles sont nettement supérieures aux valeurs
typiquement observées dans des roches calco-alcalines (TiO2 < 1.5%). De la même façon,
les suites d'arc insulaire volcanique montrent fréquemment un appauvrissement en Zr et
Hf qui accompagne l'appauvrissement en Nb, Ta. Finalement, les teneurs en AlzO: des
sous-ensembles Rom-II et Mus-II sont respectivement de 16.5% et l5.8Yo, et sont
comparables à celles des sous-ensembles Rom-I (15.5%), Mus-I (15.4%) et des
ensembles RN (15.2 Yo) etAgh (11.2 %). À l'exception des roches de I'ensemble Agh, il
n'y a pas de variations notables dans les abondances en Al2O3 entre les différents
ensembles. Ces considérations tendent à démontrer que les sous-ensembles Rom-II et
Mus-II ne sont pas d'affinité calco-alcaline. De plus, des anomalies positives en Ba, K et
Sr sont communément observées dans les roches issues de marges actives calco-alcalines
(Wilson, M., 1988). Les sous-ensembles Mus-II et Rom-II ne présentent pas de pics
positifs marqués en Sr, un élément généralement distinctif du magmatisme d'arc (Fig.
4.6). Finalement, il est important de souligner qu'il n'y a pas d'évidence de terrain pour la
mise en place d'une suite calco-alcaline vers I 777 Ma, qui est l'âge présumé de mise en
place des suites gabbroïque faisant I'objet de la présente étude. En effet, les roches
volcaniques felsiques associées au Groupe de V/akeham ont fourni des âges U-Pb sur
zircons (ignés) dans la fourchette de 1 515 à | 239 Ma (Corriveau et al., 2003).
Cependant, nous devons rappeler que la présente étude ne permet pas de rejeter la
possibilité d'une mise en place de roches mafiques au cours de la sédimentation du
Groupe de Wakeham puisque notre échantillonnage, quoique exhaustif dans les secteurs
d'étude, demeure incomplet considérant l'étendue totale d'affleurement du Groupe de
Wakeham et des roches mafiques qui lui sont spatialement associées.
93
300
Hf Eu Gd YbZ r S m T i Y
L a S r P H f E u G d Y bK C e N d Z r S m T i Y
Figure 4.6 Diagrammes multi-éléments des roches du secteur Musquaro-La Romaine. A échantillonsreprésentant le sous-ensemble Mus-II. B échantillons représentant le sous-ensemble Rom-II. Valeurs dumanteau primitif de Sun et McDonough (1989).
100
fE.È+). -ÀÈ-. -LÉ--a
o*JF--
r-
ÀI
-. -.l-.À-cqrl-(')
f-]
R b T h T a L a S r PB a N b K C e N d
300
100
Rb Th TaBa Nb
94
Partage du Ni et conditions à la source
Les magmas de sources mantelliques issus de la fusion partielle à hautes températures et
pressions se distinguent de ceux formés à basses températures et pressions notamment par
leurs teneurs plus élevées en Ni. Les hautes températures et pressions favorisent
I'extraction et I'enrichissement du magma en Ni (Campbell, 2001). Par exemple, les
magmas dérivés de panaches mantellique sont généralement formés à des températures
beaucoup plus élevées que ceux des environnements d'arc et, par conséquent, présentent
des teneurs en Ni plus élevées et ce pour une même teneur en MgO. Ainsi, la
comparaison des teneurs en Ni, pour une même teneur en MgO, des roches mafiques à
l'étude peut nous foumir une indication quant à leurs origines. Le fait que les diagrammes
de variation du Ni en fonction du MgO ne présentent pas de différences marquées
permettant de distinguer les sous-ensembles Mus-II et Rom-II des autres roches mafiques
de la région d'étude suggèrent que ces deux sous-ensembles n'ont pas subit l'influence
d'une zone de subduction (Fig. 3.12e, 3.13e et 3.14e).
Évolution magmatique
Le diagramme triangulaire montrant des rapports d'éléments fortement
hygromagmatophiles suggère que les échantillons de tous les ensembles et sous-
ensembles se distribuent suivant le cheminement d'évolution magmatique normale des
basaltes (Fig. a.f. Cette observation suggère que les roches mafiques à l'étude ont suivi
un processus d'évolution relativement normale lors de leurs pétrogenèses. La présence de
sous-ensembles de roches issues d'un environnement de subduction serait révélée par la
présence d'un cheminement évolutif distinct dirigé vers le pôle de contamination de la
croûte subductée, ce qui n'est pas le cas pour les ensembles et sous-ensembles de roches
étudiées. Par exemple, sur ce diagramme, les roches basaltiques de I'arc volcanique
Vanuato forment une distribution linéaire pointant vers le pôle de contamination (Fig.
4.7c et 4.7d).
95
Secteur HSP-Natashquan
(HflThVn (TbÆh/n
Secteur Musquaro-La Romaine
Echantillons du MRNQ
(HflThVn (Tb/Th/n
Æ
f r . : d ./ idi:'
: KlAc
, ' j { "
(ïalTh)/n
(HflThYn (TbÆh/n (HflThVn (Tb/Th/n
Figure 4.7. Diagrammes triangulaires.TalTh-TbÆh-Hf/Th normalisés aux valeurs des chondrites modifié de Joron etTreuil (1989). Iæ sommet et labase des tiangles représentent leszones d'enrichissementet d'appauvrissementenélémentshygromagmatophiles. La ligne tiretee represente le mélange entre le pôle enrichie (IalTh) et le pôle appauwie en élémentshygromagmatophiles. La ligne pointillée trace le chemin entre le pôle de contamination et les pôles appauvris et enrichis enéléments hygromamatophiles. L élipse gris représente le champ des valeurs des roches basaltiques de l'île en arcvolcanique Vanuatu. n: normalisation au chondrite ( Bougault 1980) Th:0.028, HÈ0.128, Tts 0.047, Ta=0.031. Lecontaminant estproduit par le recyclage de matériel crustal intoduit dans le manteau par la lithosphère en subduction. Lessous-ensembles Mus-I et Rom-I sont tous les deux enrichies en éléments hygromagmatophile par opposition aux sous-ensembles Mus-Il etRom-ll.
\J
tstrH=
R N IRN IIRN II1LiI ILil ilLiI ilI
AMus IAMus IIV R o m IV Rom II+ RN-MNRQx Lil-MNRQ
O B-fr4ORe (Sun et McDonough, 1989)I Om (Sun et McDonough, 1989)O M.P. (Sun et McDonoug[ 1989)O Chondrite (Bougault, 1985)O N-NAOne (Sun et McDonough, 1989)
OPôle enrichi@Pôle appauvri
Contaminant (Joron et Treuil. I
96
De plus, le diagramme CelSm en fonction de Ce montre que les échantillons des sous-
ensembles Rom-I, Rom-II, Mus-I et Mus-II se distribuent le long de vecteurs similaires à
celui influencé par variations du taux de fusion partielle d'une source mantellique (Fig.
4.8). La tendance générale suggère une variabilité qui pourrait s'expliquer par des
variations du taux de fusion partielle suivit de processus de cristallisation fractionnée des
magmas lors de leurs injections dans la croûte (enrichissement variable en Ce). Ceci tend
à démontrer que toutes ces roches sont intimement liées entre elles et qu'elles font partie
d'une suite magmatique mafique formée dans un environnement anorogénique et ce,
même si les sous-ensembles Mus-II et Rom-II présentent des caractéristiques
géochimiques differentes.
Cont aminat ion crustol e
Une légère augmentation des teneurs moyennes en SiO2 caractérise les roches
gabbroïques montrant des anomalies négatives en Nb-Ta (Tab. a.3). Cet enrichissement
en SiOz pourrait constituer une indication de I'influence de la croûte continentale. Cette
croûte, constituée pour I'essentiel de roches felsiques, peut contribuer à augmenter la
teneur en SiOz du magma basaltique qui la traverse. En effet, I'assimilation d'une quantité
variable de contaminants crustaux par un magma mafique aura tendance à produire en
enrichissement en SiOz et une anomalie négative en Nb-Ta. Toutefois, dans le cas
présent, l'enrichissement moyen observé dans les ensembles Mus et Rom n'est que de 0,9
à 1,4 o ce qui est peu significatif en l'occurrence. Par comparaison, il est intéressant de
souligner que les laves contaminées par la croûte andéenne sont souvent de composition
andésitique donc de 8 à l5 % plus riche en SiO2 eue les magmas parentaux basaltiques.
Tableau 4.3. Teneur moyenne en SiO2 des differents sous-ensembles de roches
Sous- SiO2ensemble
M ô
sous- sio2
ensemble M ô
sous- SiO2
ensemble M ô
Sous- SiO2
ensemble M ô
RN-il 46.15 0.9RN-til 50.0 2.5
Agh-II 46.9 2.9Aeh-III 46.2 lil
Mus-I 45.1 0.8Mus-II 46.0 1.4
Rom-I 45.9 1.2Rom-II 47.3 1.5
M: moyenne; ô: écart-type
97
@t2
10
8
- a o(J
4
)
Secteur HSP-Natasquan
40 60 80
Ce (ppm)
Secteur Musquaro-La Romaine
12010020
Légende
OnN rsRNn€ru1nt[]t-tttffLil i l=Lil ilrAMus IÀMus IIlRomIVRomIIOE-MORB (Sun et McDonough, 1989)OOIB lsun et McDonough. 1989)O H,t.t lSun et McDonough. | 989)ON-MORB (Sun et McDonough, 1989)
t2
l 0
8
ï oU
4
',
0
t2
10
8
q ? 6(J
4
7
0
^
fractionnée
40 60
Ce (ppm)
120r0080201208020 40 60
Ce (ppm)
Figure 4.8. Diagrammes binaires du rapport CelSm vs Ce. Les échantillons du secteur HSP-Natashquan sedistribuent sur un vecteur qui suggère une pétrogénèse impliquant entre autre des taux de fusion partielle variable.Les échantillons du secteur Musquaro-La Romaine se regroupent également sur un vecteur suggérant la mêmeinfluence. Ces diagrammes suggèrent également que les sous-ensembles Rom-II et Mus-II sont moins fractionnésque les sous-ensembles Rom-I etMus-I.
o
98
D'autre part, le diagramme du rapport NbiY porté en fonction du rapport ZrlY, qui permet
d'évaluer la variabilité ANb, donne également des indications quant à I'origine probable
des magmas parentaux (Fig. a.a). Le ÂNb s'obtient par l'équation suivante :
ÂNb: log(Nb/Y) + 1,74 - l,92log(ZrlY) (Fitton etal.1997).
Les magmas provenant du panache islandais présentent un ÀNb >0 alors que des
matériaux en fusion provenant de sections appauvries du manteau et de la croûte
montrent un ÂNb <0. Peu importe la nature de l'événement de fusion, il a été suggéré que
la valeur de ANb des magmas soit essentiellement identique à celle du manteau source
(Baksi, 2001). Normalement, les échantillons qui se localisent entre les deux lignes de
référence ont un ÂNb négatif qui suggère une origine mantellique profonde du magma
par opposition à un ANb positif qui témoigne d'une origine moins profonde (Baksi,
2001). Dans notre étude, la distribution et le fort regroupement des analyses suggèrent
une pétrogenèse profonde pour I'ensemble des roches des ensembles RN et Agh, et des
sous-ensembles Rom-I et Mus-I. Parmi ces roches, les quelques analyses qui se situent en
marge des limites de référence suggèrent probablement une contamination d'origine sub-
continentale ou lithosphérique. Notons que la signature des roches mafiques du secteur
HSP-Natashquan est similaire à celle des célèbres basaltes des Trapps du Deccan en Inde.
Par contre, les roches des sous-ensembles Mus-I et Rom-I se projètent légèrement plus
près du pôle OIB que les échantillons des Trapps du Deccan (Fig. a.ab). À I'opposé, les
roches des sous-ensembles Mus-II et Rom-II se projètent à l'extérieur du champ,
suggérant ainsi un cheminement pétrogénétique différent.
Notons cependant que les échantillons des sous-ensembles Mus-II et Rom-II définissent
des champs qui sont très éloignés de ceux des basaltes d'arc magmatique. Par exemple,
ceux de I'arc insulaire volcanique de Tonga-Kermadec se localisent beaucoup plus loin de
la limite du champ conformément à leurs origines moins profondes (Fig. a.ad). Ceci
suggère que le magma parental des sous-ensembles Mus-II et Rom-II, qui se localise
juste à la limite du champ profond, est probablement issu du manteau profond et a
enregistré une contamination lors de son ascension dans la lithosphère continentale.
99
De plus, la position des échantillons Mus-II et Rom-II dans le diagramme des rapports
Th/Yb sur TalYb suggère que ces sous-ensem-bles (Fig. 4.3) se situent sur un vecteur
reflétant I'effet progressif d'une composante de subduction ou de contamination par
opposition aux autres ensembles et sous-ensembles qui se localisent sur un vecteur qui
représente l'enrichissement de la source mantellique.
Traceurs isotopiques Sm-Nd
Le diagramme de eNdrly en fonction de TiiYb montre plusieurs tendances importantes
Gig. a.9). Les échantillons des ensembles RN, Agh, Rom-I et Mus-I, associés à un
magmatisme de type plateaux continentaux, se situent suivant la trajectoire
d'enrichissement d'une source mantellique. Par contre, les échantillons ayant des
anomalies négatives en Nb-Ta, de même que les roches felsiques de la région d'étude,
ont des rapports Ti/Yb très similaires entre eux, des valeurs eNdrl.; majoritairement entre
-4 et 0, et sont groupés sur un même vecteur correspondant à celui de la contamination
crustale. À I'exclusion des autres considérations discutées précédemment dans ce
chapitre, ce traceur isotopique constitue en soi une indication certaine et indépendante de
contamination par une source lithosphérique possiblement crustale. Alternativement, il
serait possible que des vestiges d'un ancien manteau lithosphérique métasomatisé par une
ancienne zoîe de subduction aient été réactivés lors des processus d'extension
lithosphérique contemporains au magmatisme régional. Toutefois, pour expliquer d'aussi
faibles valeurs d'eNd6; il faudrait envisager un temps de résidence de cette source de 500
à 1000 Ma.
4.3.4 Cadre paléotectonique de mise en place des sous-ensembles Mus-II et Rom-II
Toutes les considérations discutées ci-haut suggèrent que les roches mafiques de la région
d'étude présentent les caractéristiques de magmas gabbroiques de type plateau continental
(WPB) et sont possiblement dérivées de panaches mantelliques contemporains ou
légèrement antérieurs au magmatisme. Les anomalies négatives en Nb-Ta et Ti des sous-
ensembles Mus-II et Rom-II sont possiblement attribuables à des processus de
contamination crustale, vraisemblablement lors du transport et de la mise en place du
magma dans la croûte. Notons que nos échantillons marqués par des anomalies négatives
100
(E(5T
ï,zUJ
0,1 0,2Ti/Yb * 100000
0,3
Figure 4.9. Diagramme de 8Nd,,, en fonction du rapport TiÆb. Dans ce diagramme, I'influence de la contamination
crustale est soulignés par la diminution combinée de € Nd'.,, et du rapport Ti/Yb. Une diminution de I Nd, couplée àl'augmentation du rapport TTYb suggèrent toutefois I'enrichissement d'une source mantellique. Modifiée de Wilson,1988.
-8
o,40-0,1 0,5
Roches gabbroiques sans anomalie en M-Taf Roches gabbroiques avec faibles anomalies négatives enNb-Tax Roches gabbroiQues avec fortes anomalies négatives en Nb-Tâm Manteau primitiftlRoches supra-crustales felsiques du Groupe de Wakeham
en Nb-Ta ont des valeurs de ZrlY et TalYb plus près des valeurs proposées pour la croûte
inferieure que celles la croûte supérieure, ce qui suggère plutôt une influence de la croûte
inférieure voire même du manteau dans la pétrogenèse de ces magmas (Fig. 4.3b et 4.4b).
4.4 Points saillants de la pétrogenèse
L'étude pétrogénétique a peflnis de mettre en évidence les observations suivantes :
1) L'ensemble des roches mafiques analysées présente les caractéristiques de basaltes
intraplaques (Fig. 4.2c et 4.3)
2) L'évolution géochimique des ensembles Mus-II et Rom-II ne reflète pas celle d'une
suite calco-alcaline associée à un environnement d'arc insulaire volcanique (signature de
subduction).
3) Les sous-ensembles Mus-II et Rom-II ne présentent pas de variations importantes des
abondances en Ni et ce, pour une même abondance en MgO. Ceci suggère que
l'ensemble des roches, ayarfi probablement subi des pétrogenèses différentes, n'ont pas
été affectées par des environnements différents comme par exemple une zone de
subduction lors de leur pétrogenèse (Fig. 3 . 1 2e , 3 .13e, 3. I 4e).
4) Les rapports d'éléments comme NbiY et ZrlY suggèrent que les roches des sous-
ensembles Mus-II et Rom-II ont des comportements se rapprochant plus des magmas
issus de sources mantelliques profondes que de ceux de magmas issus de sources
lithosphériques associées aux zones de subduction. Ces mêmes rapports suggèrent
également que tous les autres ensembles ont des comportements très similaires aux
roches mafiques issues de sources mantelliques profondes (Fig. 4.4).
5) Le digramme binaire CelSm sur Ce suggère que les ensembles de roches gabrroiQues
ont suivi un vecteur de fusion partielle avec des variations qui s'expliquent par des taux
de fusion partielle différents (Fig. a.8). Ce même diagramme souligne également des taux
102
de différentiation très variables à l'intérieur de chaque ensemble et sous-ensemble
(variation abondante en Ce).
6) Le diagramme eNdr1l en fonction du TiiYb projète les échantillons associés à un
magmatisme de type plateau continental sur un même vecteur qui représente la trajectoire
d'un enrichissement d'une source mantellique (Fig. 4.9). De plus, ce même diagramme
projète les échantillons associés à des anomalies négatives en Nb-Ta sur un vecteur
représentant une trajectoire correspondant à une contamination par une source extérieure
probablement lithosphérique.
4.5 Comparaison avec les données du ministère des Ressources naturelles du Québec
Les études antérieures effectuées par le MRNQ sur les roches métagabbroilques du
domaine de Natashquan ont conduit à I'identification de deux suites de roches
gabbroiQues, soient la Suite de Robe-Noire et la Suite de Lillian, en plus des petites
intrusions tardives et bien individualisées de gabbro de type Kapanien et Le Doré (Gobeil
et al., 2003). Les analyses et les traits géochimiques de ces suites sont brièvement
discutés dans les rapports de Verpaelst ( 1 998, 1997 a, 1997b) et de Madore (1997 , 1997b).
L'objectif de la présente section est de montrer que ces roches présentent des signatures
géochimiques semblables à celles des roches métagabbroiques de la présente étude,
permettant ainsi d'étendre nos conclusions à I'ensemble du domaine de Natashquan.
En effet, tout comme les nôtres, les échantillons du MRNQ sont d'affinité alcaline, avec
une tendance à l'appauvrissement plus marqué pour les échantillons de la Suite de Robe-
Noire (Fig. a.10a). Le diagramme AFM ainsi que le diagramme de Jensen soulignent leur
caractère tholéiitique (Fig.4.10b, c). De plus, les diagrammes de variation des éléments
majeurs et des éléments traces en fonction du MgO montrent les mêmes tendances
évolutives, i.e. vers une augmentation des abondances en TiO2, FezO:, MnO, NazO, KzO,
et du Zr couplée à une diminution en AlzOt, CaO, Co, Cr et Ni durant la différentiation.
103
@,,
SecfeurHSP-Notoshquon
Subalelin
SecteurMusquoro-lo Romoine
Subâcalin
55
sio
EchonlillonsMNR.A
Alcalin
x N+Zt Subacalin
sio,
t 6
t2
l 6
Ad 8z
4
3545 55 65 75 85sio,
t50356545
Na,O+IçO
I FeOt+TiO,
MgO Na"O+ItO
Mgo ALO,
MgO Na2O+K2O
MgO Al,O,Al,o.
LégendeORN-II)RN-IIC)RN-III
E agl-ril AehJIf| AshJII
A Mus-I ! Rom-I
ÀMus-II VRom-II
* Robe-Noire MRNQ
}{ LillianMRNQ
Figure4.10. Diagrammesdiscriminantspourlesrochesmafiques.A)DiagrammeTASdelrvineetBaragar(1971).B) Diagramme AFM de Irvine et Btragar (1971). C) Diagramme de Jensen (1976), FIFT: tholéiites riches en Fe; HMT :tholéiites riches en Mg; TA: andésites tholéiitiques; TD : dacite s tholéiitiques; TR : rhyolites tholéiitiques; CB : basaltescalco-alcalins; CA: andésides calco-alcalines: CD: dacites calco-alcalines: CR: rhyolites calco-alcalines: BK = komatiitesbasaltiquesl PK : komatiites picritiques.
FeOt
/ ' .+* ' \
{ ,u1 'r ' \Calco-alcalin
FeOt+TiO,
104
Ce type de comportement est typique des séries tholéiitiques et reproduit fidèlement les
tendances mises en lumière par les échantillons de notre étude.
Les diagrammes de classification des roches établies à partir des minéraux normatifs
(CIPW) montrent une répartition à peu près égale des gabbros alcalins et des gabbros à
olivine (Fig. 3.6). Ainsi, les échantillons du MRNQ se distribuent entre ceux du secteur
de HSP-Natashquan, principalement composés de tholéiite à olivine, et ceux du secteur
Musquaro-La Romaine où les basaltes alcalins prédominent.
Les spectres des ÉTR des échantillons du MRNQ sont également comparables à ceux des
échantillons de la présente étude. Ils se caractérisent par un enrichissement en ÉTR légers
atteignant des valeurs -10X celles des N-MORB, notamment pour le La (Fig. 4.lla,b, c,
d). Les spectres des échantillons de la Suite mafique de la Robe-Noire sont, cependant,
beaucoup plus dispersés, probablement à cause de la procédure analyique utilisée. Les
spectres des diagrammes multi-éléments présentent un enrichissement en éléments
incompatibles avec de légères anomalies négatives en HFSE (Fig. a.2d). Ces résultats
sont tout à fait conformes à ceux de la présente étude. De plus, le diagramme Ce/Sm vs.
Ce (Fig. 4.lle) localise I'ensemble des échantillons sur un même vecteur évolutit
suggérant ainsi qu'un lien pétrogénétique lie les suites de Robe-Noir et de Lillian. Ce lien
découle possiblement du processus de fusion partielle.
Pour leurs partS, les differents diagrammes de discrimination des environnements
tectono-magmatiques, tel que ceux de Wilson (1985) (Fig. 4.3), Baksi (2001) (Fig. 4.4) et
Joron et Treuil (1939) (Fig. 4.7), confirment que les échantillons du MRNQ se
confondent à ceux de la présente étude.
Ainsi, le niveau très élevé de conformité montrée par les signatures géochimiques des
échantillons du MRN-Q et ceux de la présente étude porte à croire que I'ensemble des
dykes et filons-couches de métagabbro du domaine de Natashquan partagent un même
héritage pétrogénétique. Les variations dans les signatures géochimiques de ces roches
sont modestes et attribuables à des processus magmatiques normaux qui accompagnent la
105
30
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q)\[r]
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*" *f
-nuGdtuDY tto
""r-*"o La SmCe Nd Eu Tb
Légende
* Robe-Noire MNR-QX Lillian MNR-QQ E-UOne (Sun et McDonough, 1989)Q Om (Sun Èt McDonough, 19=89)I V.P. lsun.t trrtcOonoulh, tggq)O N-fraônS (Sun et McD-onough, 1989)
0 15 30 45 60 75 90 10s r20Ce (ppm)
Figure 4.11. Aet C) Spectres des ÉTR brutes. B et D) Spectres des ÉtR filtrés. Dans les diagrammes filtrés, leséléments qui semblaient présenter des problèmes analytiques ont été retirés. Les valeurs de N-MORB sont celles de SunetMcDonough, l9S9. E)LediagrammeCe/SmsurCemontrequelesdeuxgroupess'allignentsurunmêmevecteuretque la Suite mafique de Robe-Noire présente un appauvrissement en ETR-légers par rapport à la Suite mafique deLillian.
,6-/ #.>_----.- .ç/O . - $ - z -
3 Cristallisation
0
106
mise en place des suites gabbroiQues intraplaques. C'est pourquoi nous proposons
d'étendre le nom de Suite mafique de la Robe-Noire à I'ensembles des dykes et filons-
couches de roches métagabbroiques du domaine de Natashquan, exception faites de
quelques petites intrusions gabbroïques clairement tardives et bien individualisées tel les
gabbros de type Kapanien et Le Doré (Gobeil et al., 2003).
Chapitre 5
Modèle paléotectonique
5.1 Contraintes
Cette étude nous a permis de cemer certaines des conditions de mise en place des roches
mafiques du domaine de Natashquan. Nous avons établi que le magma à I'origine des
gabbros de la Suite mafique de la Robe-Noire du secteur de la synforme de Davy
(ensemble de RN) résulte d'un taux de fusion partielle plus élevé que celui à I'origine des
gabbros mis en place dans le Complexe d'Aguanish (ensemble Agh, Mus et Rom). De
plus, notre étude montre que I'alcalinité de ces gabbros tend à augmenter vers I'est, les
échantillons du secteur Musquaro-La Romaine présentant la plus forte alcalinité.
L'alcalinité plus élevée de ces roches suggère un degré de fusion partielle plus faible ou
une plus grande abondance en éléments volatiles de la source mantellique. Dans un
contexte de magmatisme gabbroïque en milieu intraplaque, une alcalinité plus élevée
signale probablement une source magmatique profonde, vraisemblablement de plus de
150 km. De plus, elle indique également soit une génération précoce, soit une mise en
place plus distale par rapport au foyer principal d'intrusion qui, dans le cas présent, se
situe vraisemblablement au niveau de la synforme de Davy où l'accumulation des
gabbros de la Suite mafique de la Robe-Noire semble être la plus importante. De plus, le
magma à I'origine de ces gabbros a vraisemblablement été extrait d'une source
mantellique appauvrie et composée de lherzolite à grenat.
D'autre part, notre analyse porte à croire qu'une certaine quantité de magma a subi un
léger appauvrissement relatif en Nb-Ta avant ou durant sa mise en place. Ce trait
géochimique a pu être acquis lors du transport du magma à travers la lithosphère ou de sa
résidence dans un réservoir sous-crustal; il demeure malheureusement impossible sur la
base de cette étude d'en préciser la cause ultime.
109
5.2 Modèle
Prises dans leur ensemble, nos observations de terrain, la caractérisation géochimique et
les considérations pétrogénétiques mises en lumière dans cette étude, conduisent à
l'élaboration d'un modèle paléotectonique faisant intervenir la mise en place d'un panache
mantellique vers ca.lI70 Ma en milieu intraplaque continental(Fig. 5.1).
STADE PRÉCOCE (Fig. 5.la)
o La mise en place d'un panache mantellique à une profondeur de plus de 150 km
conduit à l'établissement d'une zone de fusion partielle près de la base de la
litho sphère continentale.
o Cette zone de fusion partielle produit initialement un magma picritique alcalin qui
migre graduellement vers la surface pour former un réservoir magmatique à la
base de la croûte.
o Lors de son ascension à travers le manteau supérieur et la croûte, une partie de ce
magma a subi un léger appauvrissement en Nb-Ta. Cet appauvrissement peut être
issu soit a) d'une simple contamination par le manteau ou la croûte, ou b) par
contamination suite à I'addition de magma appauwi en Nb-Ta produit dans un
réservoir mantellique différent.
o La différentiation magmatique dans le réservoir sous-crustal conduit à la
séparation de magma gabroiQue et de cumulat ultramafique. Ce réservoir nourrit
le complexe de dykes et de filons-couches précoces mis en place dans un régime
d'extension lithosphérique (ensemble Rom-II et Mus-II).
STADE MATURE (Fig. s.lb)
o Le développement du panache mantellique entraîne une augmentation de la
température et un amincissement important de la lithosphère possiblement jusqu'à
une épaisseur de -100 km.
o L'amincissement et la remontée isostatique de la lithosphère entraînent une baisse
de pression et une augmentation du taux de fusion partielle à f intérieur du
panache de péridotites mantellique.
l l 0
Cette augmentation du taux de fusion partielle entraîne, d'une part, une perte du
caractère alcalin des magmas picritiques et, d'autre part, une augmentation du
volume de magma produit par le panache (formation de magmas tholéiitique).
Le magma picritique migre jusqu'à la base de la croûte en empruntant un réseau
de dykes nourriciers mantelliques pour former un vaste réservoir magmatique.
La differentiation magmatique dans ce réservoir sous-crustal conduit à la
séparation de magma gabbroïque et de cumulat ultramafique. Le magma
basaltique migre éventuellement à travers la croûte donnant lieu à un complexe de
dykes et de filons-couches (ensemble RN, Agh, Mus-I et Rom-I).
Ainsi, I'accumulation d'un volume considérable de magma àla base d'une croûte
amincie favorise la formation d'un réseau de dykes et de filons-couches beaucoup
plus imposant que celui produit au stade précoce.
Dans ce contexte, il est important de rappeler que le développement du panache
précurseur de la Suite mafique de la Robe-Noire à ca. 1177 Ma a précédé tout au plus de
quelques dizaines de millions d'années le début de la mise en place de la Suite
anorthositique de Havre-Saint-Pierre dont les intrusions les plus anciennes précèdent
I'injection d'une mangérite à ca. 1130 Ma (Emslie et Hunt, 1990).
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Chapitre 6
Conclusions
Les principales conclusions de cette étude sont:
1) Les roches métagabbroTques de la région d'étude affleurent suivant deux modes
contrastants qui, à première vue, peuvent signaler des origines divergentes. Ceux de la
Suite mafique de la Robe-Noire se présentent sous forme de filons-couches et de dykes
de grande taille, intercalés dans la séquence sédimentaire du Groupe de Wakeham. Par
contre, les métagabbros du Complexe d'Aguanish se présentent généralement sous forme
de dykes boudinés de taille et d'abondance trop modestes pour être reportés sur les cartes.
2) Les métagabbros du secteur du lac Musquaro présentent deux patrons de
distribution contrastés, dont I'un rappelle celui des dykes de la Suite de Lillian. Aucun
trait pétrographique, métamorphique ou géochimique ne permet cependant
d'individualiser ce groupe, ouvrant la possibilité que les différences dans les patrons de
distribution soient d'origine stnrcturale, plutôt que de signaler I'intrusion de deux essaims
temporellement distincts.
3) Les roches métagabbroïques de la région d'étude partagent les mêmes traits
métamorphiques et pétrographiques. Elles sont amphibolitisées de manière pénétrante, la
préservation de minéraux reliques ignés étant rare. L'assemblage homblende-plagioclase
est invariablement accompagné de qtartz et biotite, en quantité accessoire, et de traces de
pyrite, apatite et titanite. Les minéraux reliques ignés sont le plagioclase et le
clinopyroxène et I'orthopyroxène sont d'incidence locale.
4) Le degré de préservation des textures et structures ignées des dykes et filons-
couches de métagabbro de la région d'étude est en relation directe avec la taille des corps
intrusifs étudiés. Les corps d'épaisseur sub-métrique montrent rarement de telles
structures. Par contre, des textures reliques ophitiques et sub-ophitiques sont
omniprésentes dans les corps de taille décamétrique, et le litage igné modal et la texture
ignée sont bien préservés à de nombreux endroits. Aucune structure diagnostique de
volcanisme basaltique ou andésitique n'a été reconnue dans la région couverte par la
présente étude.
1 1 3
5) La caractérisation détaillée des signatures géochimiques des roches
métagabbroïques de la région d'étude ne permet pas d'individualiser de sous-ensembles
ayant des signatures contrastantes et mutuellement exclusives.
6) La géochimie permet cependant de distinguer plusieurs tendances importantes:
a. La norme CIPW ainsi que la géochimie des éléments majeurs montrent
que I'alcalinité des roches gabbroïques tend à augmenter en s'éloignant de
la synforme de Davy.
b. Le degré de fractionnement des métagabbros est en relation avec le taux
de fusion partielle du magma parental. Ainsi, les échàntillons prélevés
dans la synforme de Davy (ensemble RN), où les filons-couches et les
dykes sont très abondants, montrent des évidences d'un taux de fusion
partielle plus élevé que ceux provenant du Complexe d'Aguanish
(ensembles Agh, Mus et Rom).
c. La profondeur de la source mantellique a vraisemblablement variée dans
le temps. Elle était d'au moins 150 km au stade précoce pour permettre
I'extraction des magmas alcalins. D'autre part, les magmas tholéiitiques
formés au stade mature ont été extraits d'une sources moins profonde, mais
localisée à une profondeur de plus de 100 km.
7) Un groupe d'échantillons se distingue néanmoins par la présence d'une
anomalie négative en M-Ta sur les spectres des diagrammes multiéléments normalisés
au manteau primitif. Ces échantillons proviennent exclusivement du Complexe
d'Aguanish. Certains parmi eux proviennent d'affleurements renfermant également des
échantillons sans anomalie équivalente en Nb-Ta. L'origine de cette anomalie demeure
incertaine. Cependant, le couplage intime de ces échantillons avec ceux qui en sont
dépourvus, et I'absence d'association avec des roches d'affanité calco-alcaline éliminent la
possibilité d'une mise en place dans un contexte d'arc.
8) La grande conformité montrée par les signatures géochimiques des échantillons
analysés par le MRN dans les secteurs NE et NO du domaine de Natashquan et ceux de la
présente étude suggèrent que I'ensemble des roches métagabbroiQues du domaine de
Natashquan partagent le même héritage pétrogénétique.
tt4
9) Le continuum dans les signatures géochimiques des roches métagabbroïques de
la région d'étude indique un héritage pétrogénétique commun. De plus, l'étendue des
variations compositionnelles fines qui séparent les échantillons est attribuable aux
processus d'évolution magmatique norrnaux qui accompagnent la mise en place des suites
gabbroïques intraplaques.
10) Les signatures géochimiques des roches gabbroïques de la Suite de Robe-
Noire et du Complexe d'Aguanish démontrent que ces roches représentent la l'équivalent
intrusive des basaltes intraplaques de type plateau continental. N'oublions pas que des
basaltes ont déjà été identifiés dans le Grenville est (Martignole et a1.,1992).
ÉpnocunPour I'essentiel, cette étude démontre que les roches métagabbroïques du domaine de
Natashquan partagent des signatures géochimiques semblables, et qu'elles ont
vraisemblablement été mises en place dans un contexte géodynamique intraplaque
comme celui associé aux basaltes des plateaux continentaux. Cependant, il est important
de rappeler que notre étude, qui se base essentiellement sur la géochimie, ne permet pas
de rejeter I'hypothèse de I'existence de plusieurs suites gabbroïques pétrogénétiquement
semblables mais séparées dans le temps. En effet, la présence de plusieurs essaims de
dykes gabbroïques temporellemement distincts est une des caractéristiques de
nombreuses régions des boucliers précambriens. Notons cependant que, dans ces cas,
chacun des essaims est généralement bien individualisé par sa signature géochimique
propre. De plus, nos observations de terrain n'ont pas mis en lumière des relations
intrusives de recoupement claires supportant I'hypothèse de la présence de plus d'un
essaim. Ainsi, à la lumière de la présente étude et dans l'éventualité de la confirmation
par une méthode indépendante de la présence d'une seule suite gabbroïque, nous
proposons d'étendre le nom de Suite mafique de la Robe-Noire à l'ensembles des roches
métagabbroïques du domaine de Natashquan, exception faites de quelques petites
intrusions gabbroïques clairement tardives et bien individualisées dont les gabbros de
Kapanien et de Le Doré.
1 1 5
I1 apparaît donc nécessaire, pour lever toute incertitude, de confirmer notre conclusion
quant à l'existence d'une seule suite gabbroique par une isotopique des gabbros. À cet
effet, la confirmation de l'âge d'intrusion de ces roches par I'acquisition de nouveaux âges
précis de cristallisation ignée apparaît comme primordiale, notamment pour des
métagabbros du Complexe d'Aguanish. Rappelons que l'âge présumé de la mise en place
de la Suite mafique de la Robe-Noire est basé sur une seule détermination obtenue d'une
masse de métagabbro du secteur nord de la synforme de Davy. La Suite mafique de la
Robe-Noire qui, selon les évidences présentées dans cette étude, s'applique à I'ensemble
des roches métagabbroïques du domaine de Natasquan
De plus, la confirmation de l'âge d'intrusion de la Suite de Robe-Noire à ca. 1177 Ma
(Martignole et al., 1994), c'est à dire tout au plus quelques dizaines de millions d'années
avant le début de la mise en place de la Suite anorthositique de Havre-Saint-Pierre,
suggère un lien géodynamique direct entre ces deux événements. Finalement, la
confirmation de la présence d'intrusions de la Suite de Robe-Noire à la fois dans le
Groupe de Wakeham et le Complexe d'Aguanish démontrera que le collage tectonique de
ces ensembles, si collage 1l y a eu, s'est produit avant ll77 Ma, et que le transport
tectonique grenvillien entre ces ensembles est modeste.
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t21
Appendice A
Coordonnées des échantillons
Tableau des coordonnées des échantillonsNuméro de
Site l'échantillon1 NKL-00-2052 NKL-00-226A3 NKL-00-22684 NKL-00-2045 NKL-00-2036 NKL-00-2027 NKL-00-201A8 NKL-00-20189 NKL-00-3810 NKL-00-130A11 NKL-00-130D12 NKL-00-131D13 NKG-01-077'14 NKG-01-07615 NKL-00-16116 NKL-00-2817 NKL-01-471A18 NKL-01-471819 NKL-01471C20 NKL-0146321 NKL-00-19022 NKL-00-18523 NKL-00-18324 NKL-00-18125 NKL-00-178A26 NKL-00-172827 NKL-00-141A28 NKL-00-13529 NKF-01-125A30 NKL-0147831 NKL-01401A32 NKL-00-10933 NKL-00-11534 NKL-00-22135 NKL-00-22036 NKL-00-21937 NKL-00-21838 NKL-00-21739 NKL-00-21640 NKL-00-21541 NKL-00-21342 NKG-01-5343 NKG-01-04644 NKL-00-11745 NKL-00-21246 NKL-01-301847 NKL-00-21048 NKL-00-209A49 NKL-00-20850 NKL-00-207
NTS Estant* Nordant*1 21061 21061 210612L0612L0712L0712L0712t0712L0712L0712L0712L0712L0712L0712L0712t0712LO712L0712L0712L0712L0712L0712L0712L0712L0712L0712L0712L0712LOB12L0712L081 21081 21081 21081 2LOB1 2LOB12L0812L0812L0812LOB12L0812L08121081210812L01I 210112L0112K0412K0412K04
494244497970497970498344500533501 61 I50205150205151 307951 623951 623951 73015173295197775172815192425209305209305209305218515241515250185257865264525268675284345291 36531 0595355125354605368725361415427005430505430505430505430209485054574096665548390548142549415550638563550568677569870571490572500
55725775574219557421955743275573502557272755720945572094557000855737275573727557370855736845574297556969155677225568325556832555683255567999557242755717135571 3605570827557M4455699475570027556894755678075567761556796555705515571812557187855717785571728557168355703035570128557020355691 535568724556695155685145564508556404't5563888556245355632615564728
- NAD 83. UTM 20
t24
Tableau des coordonnées des échantillons (suite)
Siteq. l
525354
56575B
606162OJ
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Numéro del'échantilloncQA-01-412EcQA-o1-414CcQA-01-4008cQA-o1-350HcQA-o1-s034cQA-o1-3554cQA-o1-3594cQA-01-1379D1cQA-o1-5224cQA-o1-15524cQA-o1-16294cQA-o1-393CcQA-o14451cQA-o1-1610CcQA-01-16174cQA-o1-13824cQA-o1-15314cQA-o1-14304cQA-o1-14354cQA-00-12234cQA-00-12184cQA-00-11854cQA-00-2238cQA-00-1208KcQA-00-1 1 32EcQA-00-122FcQA-00-1251cQA-00-0834cQA-00-1244cQA-00-147FCQA-OO-1OBBBcQA-00-1774cQA-00-1032G3
, CQA-00-007M16cQA-00-111HcQA-00-1 10PcQA-00-102DcQA-00-102KcQA-00-1014cQA-00-101DcQA-00-0518cQA-00-0924cQA-00-298CcQA-00-2748cQA-00-270DcQA-o0-2544
NTS Estant' Nordant*63831 3638250641582654147659807660212661 56866172566168366753666747767313768446569756469885166639065635165361 5655463633252636882636433634770641216641736Â?o7Ât
641410636266640584641268643912642796635806634835632757632579632005632005631930631930626601626898623257620277620539617538
5559996556127455642495562794556544555646485564898556465155642175569295563314556397555640525566'! 595567068556402'l55710825585834558573655924575593757559s35855955715598109559951256017805607216560434956042885607743561 35265617474561 801 I562467656176585617377561627756162775616262561 6262561 8544561 371 5560733456148225615408561 701 I
'NAD 83, UTM 20
t25
Appendice B
Tableau synthèse de la pétrographie
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Appendice C
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Appendice E
Tableau des compositions des éIéments traces
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1 4 7
Appendice F
Tableau des valeurs isotopiques du système Samariun - Néodyme
149
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