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PÉTROLOGIE DE LA SEMELLE AMPHIBOLITIQUE DE LA COLLINE DE BELMINA, DU COMPLEXE
OPHIOLITIQUE DE THETFORD MINES, QUÉBEC
Mémoire
Jean-Daniel Fortin Rhéaume
Programme de maîtrise en Sciences de la Terre Maître ès sciences (M.Sc.)
Québec,Canada
© Jean-Daniel Fortin Rhéaume, 2015
PÉTROLOGIE DE LA SEMELLE AMPHIBOLITIQUE
DE LA COLLINE DE BELMINA, DU COMPLEXE OPHIOLITIQUE DE THETFORD MINES, QUÉBEC
Mémoire
Jean-Daniel Fortin Rhéaume
Sous la direction de :
Réjean Hébert, directeur de recherche Carl Guilmette, codirecteur de recherche
III
Résumé
La semelle amphibolitique de la Colline de Belmina est une séquence
métamorphique retrouvée sous la péridotite du complexe ophiolitique de Thetford
Mines. L’étude géochimique montre que les échantillons prélevés représentent
tous des basaltes primitifs de la série des tholéïtes Low-K. Selon la concentration
des éléments traces immobiles, tels que le niobium et le tantale, trois groupes
principaux sont distingués. Le premier groupe montre une anomalie positive en
Nb-Ta, semblable à des valeurs issues de panaches mantéliques. Le second
groupe montre une anomalie négative en ces éléments, suggérant une affinité
plutôt d’arc volcanique. Le dernier groupe contient les échantillons sans anomalie
importante, avec des valeurs de MORB normal, normalement formé en ride
océanique. D’un point de vue géodynamique, deux analogues modernes sont
proposés. Le premier est celui de la ride océanique de la mer East-Scotia. Le
second, l’analogue de la subduction de la chaine de monts sous-marins Louisville
sous l’arc Tonga-Kermadec.
IV
Abstract
The Belmina Ridge metamorphic sole is located under the western mantle
sequences of the Thetford Mines ophiolite complex. Major elements geochemistry
allowed determining that samples from the metamorphic sole are primitive basalts
of the Low-K tholeiitic series. Three main groups have been determined based on
immobile elements concentration such as niobium and tantalum. First group shows
positive Nb-Ta anomaly, characteristic of mantle plume contamination. Second
group shows negative Nb-Ta anomaly, as seen in volcanic arc sequences. The
third group is made of samples that look more like N-MORB patterns of oceanic
ridge. Two modern analogs are proposed as possible environments for the
development of a sequence showing this kind of mixing. The first is the East-Scotia
sea ridge, showing sequences with N-MORB, volcanic arc and OIB characteristics,
produced within few million years. The second is the subduction of the Louisville
seamounts chain under the Tonga-Kermadec volcanic arc.
V
Table des matières
Résumé .................................................................................................................. III
Abstract .................................................................................................................. IV
Table des matières .................................................................................................. V
Table des tableaux ............................................................................................... VIII
Table des figures .................................................................................................... IX
Remerciements ....................................................................................................... X
Avant-propos .......................................................................................................... XI
Chapitre 1: ............................................................................................................... 1
Introduction .......................................................................................................... 1
1.1 Les complexes ophiolitiques .......................................................................... 1
1.2 Les semelles métamorphiques ...................................................................... 2
1.3 L’amphibolite de la Colline de Belmina .......................................................... 6
1.4 La problématique ........................................................................................... 9
1.5 Méthodologie ............................................................................................... 11
Contexte géologique .......................................................................................... 13
1.6 Géologie et orogènes des Appalaches ........................................................ 13
1.7 Géochronologie des semelles des Appalaches ........................................... 15
1.8 Modèles thermobarométriques des semelles .............................................. 17
1.9 Minéralogie des semelles métamorphiques ................................................. 20
1.9.1 Amphiboles ........................................................................................... 20
1.9.2 Clinopyroxènes ..................................................................................... 22
1.9.3 Grenats ................................................................................................. 22
1.10 Géochimie des semelles ............................................................................ 24
1.10.1 Éléments majeurs et mineurs .............................................................. 24
1.10.2 Éléments traces................................................................................... 25
Chapitre 2: Article scientifique ............................................................................... 28
Introduction à l’article ......................................................................................... 28
Igneous petrology of the metamorphic sole at Belmina Ridge, Thetford Mines Ophiolite Complex, (TMOC), Canada ................................................................ 29
Abstract.............................................................................................................. 30
VI
2.1 Introduction .................................................................................................. 31
2.2 Geological setting ........................................................................................ 33
2.2.1 Belmina Ridge regional geological setting ............................................. 34
2.2.2 Metamorphic sole setting ...................................................................... 34
2.3 Petrography and SEM-MLA ......................................................................... 37
2.4 Mineral chemistry ......................................................................................... 38
2.5 Geochemistry ............................................................................................... 39
2.5.1 Major and minor elements ..................................................................... 40
2.5.2 Trace elements...................................................................................... 42
2.6 Discussion ................................................................................................... 45
2.7 Geodynamical discrimination ....................................................................... 48
2.8 Present day geodynamic analogs ................................................................ 50
2.9 Conclusion ................................................................................................... 53
Acknowledgements ........................................................................................ 54
2.10 References ................................................................................................ 55
2.11 Figure captions .......................................................................................... 61
2.12 List of Tables ............................................................................................. 63
Chapitre 3: ............................................................................................................. 81
Données complémentaires ................................................................................ 81
3.1 Chimie minérale ........................................................................................... 81
3.1.1 Méthode analytique ............................................................................... 82
3.1.2 Résultats ............................................................................................... 82
3.2 Cartographie élémentaire d’un grenat ......................................................... 89
3.2.1 Méthode analytique ............................................................................... 89
3.2.2 Résultats ............................................................................................... 91
Chapitre 4: ........................................................................................................... 103
Discussion et conclusion.................................................................................. 103
4.1 Géochimie et géodynamique de l’ancien bassin océanique ...................... 103
4.2 Chimie minérale et métamorphisme .......................................................... 109
Conclusion........................................................................................................... 111
Références complètes ......................................................................................... 114
Chapitre 5 : Annexes ........................................................................................... 124
Annexe A ......................................................................................................... 125
VII
Chimie minérale des amphiboles de la Colline de Belmina .......................... 125
Annexe B ......................................................................................................... 141
Chimie minérale des grenats de la Colline de Belmina ................................ 141
Annexe C ......................................................................................................... 150
Chimie minérale des pyroxènes de la Colline de Belmina............................ 150
Annexe D ......................................................................................................... 154
Chimie minérale du profil élémentaire du grenat 13-BEL-31 ........................ 154
Annexe E ......................................................................................................... 157
Imagerie par SEM-MLA de la lame 13-BEL-13 ............................................ 157
Annexe F ......................................................................................................... 159
Imagerie par SEM-MLA de la lame 13-BEL-24 ............................................ 159
VIII
Table des tableaux
Tableau 2.1 : Géochimie de l’assemblage Amp+Ep .............................................. 64
Tableau 2.2 : Géochimie de l’assemblage Amp+Ep+Grt ....................................... 65
Tableau 2.3 : Géochimie de l’assemblage Amp+Ep+Grt+Cpx .............................. 66
Tableaux A1 : Chimie minérale des amphiboles de l’assemblage Amp+Ep ........ 127
Tableaux A2 : Chimie minérale des amphiboles de l’assemblage Amp+Ep+Grt . 133
Tableaux A3 : Chimie minérale des amphiboles de l’assemblage Amp+Ep+Grt
+Cpx .................................................................................................................... 138
Tableaux B : Chimie minérale des grenats .......................................................... 142
Tableaux C : Chimie minérale des clinopyroxènes .............................................. 151
Tableaux D : Chimie minérale du grenat 13-BEL-31 sur profil ............................ 155
IX
Table des figures
Figure 1.1 : Coupe stratigraphique idéale d’un complexe ophiolitique.. .................. 3
Figure 1.2 : Carte géologique locale de la Colline de Belmina.. .............................. 7
Figure 1.3 : Carte géologique simplifiée des Appalaches au sud du Québec.. ..... 14
Figure 2.1 : Geological map of Belmina Ridge locality .......................................... 67
Figure 2.2 : Representative thin section pictures ................................................... 68
Figure 2.3 : Total-Alkali-Silica (TAS) nomenclature diagram. ................................ 69
Figure 2.4 : Mg# vs. SiO2/Al2O3 nomenclature diagram ...................................... 70
Figure 2.5 : K2O vs. Silica nomenclature diagram ................................................ 71
Figure 2.6A : REE diagram normalized to chondrites ............................................ 72
Figure 2.6B : REE diagram normalized to chondrites ............................................ 73
Figure 2.7A : Spider-diagram for all amphibolites .................................................. 74
Figure 2.7B : Spider-diagram of samples with positive Nb-Ta anomalies ............. 75
Figure 2.7C : Spider-diagram of samples with negative Nb-Ta anomalies ............ 76
Figure 2.7D : Spider-diagram of samples without specific Nb-Ta anomalies ........ 77
Figure 2.8 : (La/Nb)N vs. (La/Sm)N discrimination diagram .................................... 78
Figure 2.9 : Cr vs. Y discrimination diagram .......................................................... 79
Figure 2.10 : Zr/Y vs. Zr discrimination diagram .................................................... 80
Figure 3.1 : Diagramme de nomenclature des amphiboles calciques. .................. 95
Figure 3.2 : Diagramme discriminant Q-J pour les pyroxènes.. ............................. 96
Figure 3.3 : Diagramme ternaire Wo-En-Fs des pyroxènes .................................. 97
Figure 3.4 : Imagerie en électrons rétrodiffusés du grenat .................................... 98
Figure 3.5 : Cartographies élémentaires qualitatives produites à la microsonde électronique sur le grenat ...................................................................................... 99
Figure 3.6 : Variation de la composition quantitative du grenat. .......................... 100
Figure 3.7 : Variation de la composition quantitative du grenat ........................... 101
Figure 3.8 : Variation de la nomenclature des principaux pôles moléculaires du grenat .................................................................................................................. 102
Figure E : Imagerie par SEM-MLA de la lame 13-BEL-13 ................................... 158
Figure F : Imagerie par SEM-MLA de la lame 13-BEL-24 ................................... 160
X
Remerciements
Je tiens d’abord à remercier Réjean, directeur de ce projet de maîtrise, pour son
soutien tout au long des travaux et pour les discussions enrichissantes sur le
projet. Encore une fois, merci à Réjean de m’avoir permis d’effectuer un premier
pas dans le grand monde de la géologie internationale en me permettant de
présenter mes travaux au GSA de Vancouver à l’automne 2014. Je voudrais aussi
remercier Carl Guilmette, codirecteur de ce projet pour le temps qu’il m’a accordé
et pour son aide à trouver des pistes de solution sur certains points plus
complexes. De plus, je voudrais remercier Jaroslav Dostal pour les nombreuses
analyses géochimiques effectuées dans le cadre de ce projet.
Je voudrais conclure en remerciant mes collègues étudiants du département de
géologie et géologique de l’université Laval pour les discussions et commentaires
constructifs en lien avec ce projet. Finalement, merci à Émie ainsi qu’à ma famille
pour leur confiance en moi et leur support durant les deux dernières années.
XI
Avant-propos
Ce projet de maîtrise a été réalisé sur deux ans, de mai 2013 à avril 2015. L’idée
d’effectuer un projet de maîtrise m’est venue suite à mon grand intérêt pour le
cours de géodynamique du professeur Réjean Hébert. Travailler sur ce projet m’a
permis d’accroître considérablement mes connaissances géologiques autant au
niveau de la géodynamique, de la géochimie que de la chimie minérale.
Ce projet, portant sur un nouvel aspect de la compréhension des semelles
métamorphiques des complexes ophiolitiques des Appalaches, a permis l’écriture
d’un article scientifique qui sera soumis au journal Lithos de Elsevier. Je suis
d’ailleurs le premier auteur de cet article scientifique. Réjean Hébert et Carl
Guilmette sont second et troisième auteurs de cet article, pour les nombreuses
discussions et commentaires accordés à certains points plus complexes. Jaroslav
Dostal est le quatrième auteur de cet article pour son implication au niveau des
analyses géochimiques et pour son aide à la révision du manuscrit.
1
Chapitre 1:
Introduction
1.1 Les complexes ophiolitiques
Les ophiolites sont généralement considérées comme des fragments de
lithosphère océanique mis en place sur une marge continentale. Les modes de
mise en place des ophiolites sont relativement variables bien que dans la plupart
des cas, leurs formations se situent au-dessus de zones de supra-subductions
(SSZ) ou au niveau de dorsales océaniques (Dilek et Furnes, 2011). Wakabayashi
et Dilek (2003) ont défini quatre types d’ophiolites, dont deux principaux, fondés
sur leur mode de mise en place. Le premier est le modèle de l’ophiolite
Téthysienne, formé lors de la mise en place de la séquence au-dessus d’une
marge continentale en raison d’évènement de collisions. Le deuxième est le
modèle Cordillère, où un complexe ophiolitique est mis en place au-dessus d’une
zone de subduction par le biais de processus d’accrétion. L’ophiolite dont il sera
question dans ce projet, le complexe ophiolitique de Thetford Mines, est de type
Téthysienne, probablement formé en zone de supra-subduction (Tremblay et al.
2011).
Lors de la convergence entre une plaque tectonique océanique et une plaque
continentale, plusieurs processus orogéniques peuvent être initiés. La différence
de densité variant, par exemple, de 2,7g/cm3 en milieux continentaux versus 2,9
g/cm3 en milieux océaniques, associée à différentes contraintes, permet la
formation de zones de subduction lorsque la plaque la plus dense s’enfonce sous
la moins dense. Cependant, on observe parfois, selon des contextes particuliers,
un processus contradictoire où des matériaux de densité plus élevée sont mis en
place sur des matériaux moins denses. Ce processus est associé à l’obduction,
permettant la remontée en surface de sections de la croûte et du manteau
océanique, formant les complexes ophiolitiques. Il est assez fréquent de rencontrer
2
des zones où il est possible d’observer un changement de polarité de la
subduction, résultant d’un arrêt de l’enfoncement dû à certaines caractéristiques
telles qu’une variation de la densité des matériaux ou par la subduction d’un mont
océanique, d’un plateau océanique ou d’une ride océanique. La mise en place des
ophiolites sera souvent favorisée par les anciennes failles ayant joué lors des
épisodes de subductions précédents (Wakabayashi et Dilek, 2003).
Les ophiolites sont formées d’une succession de séquences particulières
(conférence Penrose, 1972). Premièrement (de haut en bas dans la séquence), on
retrouve les sédiments marins, les coussins basaltiques, les complexes de dykes
en feuillets, les gabbros massifs et les intrusions felsiques, une série de couches
mafiques et ultramafiques telles que lherzolite, harzburgite et dunite, avec
certaines zones enrichies en chromite. Sous ces unités ultramafiques, se trouve
parfois une séquence relativement mince (<500 mètres dans la plupart des cas)
apparentée à une semelle dynamothermale métamorphique (Clague et al. 1981;
Feininger, 1981; O’Beirne-Ryan et al. 1990; Guilmette et al. 2012; Dewey et
Casey, 2013). Sous cette semelle sont retrouvés les métasédiments continentaux
et parfois, le socle cristallin sur lesquelles sont mis en place les complexes
ophiolitiques lors des processus d’obduction (Parkinson, 1998). La figure 1.1
présente cette coupe stratigraphique idéale. Cette succession particulière est
rarement retrouvée dans son entier sur le terrain. Dans la plupart des cas, seule
une fraction du complexe est affleurante (Daoust, 2007; Gartzos et al. 2009;
Farahat, 2011; Guilmette et al. 2012).
1.2 Les semelles métamorphiques
Les semelles métamorphiques dynamothermales sont associées à la mise en
place des complexes ophiolitiques. Sous plusieurs ophiolites liées aux zones de
subductions, on retrouve cette mince séquence, pouvant atteindre au maximum
3
quelques centaines de mètres d’épaisseur, constituée de roches métamorphiques.
Ces séquences de haut grade métamorphique sont souvent considérées comme
ayant été formées au début de la subduction, dans une croûte océanique jeune
près d’une zone de dorsale océanique (Spray, 1984; Hacker et Mosenfelder, 1996;
Zhou et al. 1997; Wakabayashi et al. 2010). L’étude des semelles métamorphiques
est essentiellement le seul moyen de caractériser d’un point vue minéralogique,
géochimique et géochronologique l’évolution d’un ancien bassin océanique
(Gartzos et al. 2009).
Figure 1.1 : Coupe stratigraphique idéale d’un complexe ophiolitique. Modifiée de Parkinson (1988) pour le complexe ophiolitique East Sulawesi en Indonésie.
4
Travailler sur l’origine des semelles métamorphiques permet d’obtenir de
l’information sur le protolithe de la séquence ainsi que les conditions de mise en
place des complexes ophiolitiques (Wakabayashi et Dilek, 2003; Wakabayashi et
al. 2010).
Ces unités dynamothermales sont composées de matériaux attribués à diverses
origines, dans la plupart des cas, hautement métamorphisés, voire jusqu’au faciès
granulite (Gartzos et al. 2009; Guilmette et al. 2012). Il est possible d’observer,
selon les différents modèles de mise en place, la formation d’un gradient
métamorphique inverse d’intensité variable, pouvant passer du grade de schiste
vert jusqu’au faciès des granulites (Feininger, 1981; Clague et al. 1981; Ghent et
Stout, 1981; O’Beirne-Ryan et al. 1990; Hacker et Mosenfelder, 1996; Çelik et
Delaloye, 2006; Gartzos et al. 2009; Guilmette et al. 2012). Le gradient
métamorphique inverse est créé par la mise en place de matériaux plus chauds
(augmentation de la température) et denses (augmentation de la pression) au-
dessus de la semelle. Les semelles dynamothermales associées au complexe de
Bay of Islands, à Terre-Neuve, Canada et à l’ophiolite de Semail en Oman, sont
parmi les plus complètes et les plus étudiées depuis une trentaine d’années
(Archibald et Farrar, 1975; Ghent et Stout, 1981; Casey et al. 1985; Dunning et
Krogh, 1985; Hacker et Mosenfelder, 1996; Gnos, 1998; Searle et Cox, 1999;
Kurth-Velz et al. 2004; Dewey et Casey, 2013).
Deux types principaux de semelles métamorphiques sont étudiés. Dans un premier
temps, on retrouve les semelles cohérentes (Semail, Bay of Islands et Belmina) où
celles-ci sont quasiment intactes et reposent de manière continue au contact avec
les péridotites supérieures. Deuxièmement, elles peuvent être démembrées ou
discontinues (Spray et Williams, 1980; Wang et al. 2008; Farahat, 2011; Guilmette
et al. 2012). Dans ce cas, on retrouvera seulement certains blocs contenus dans
les mélanges ophiolitiques interprétés comme des zones de cisaillement d’origine
tectonique. Ces blocs sont formés de matériaux métamorphiques associés à une
5
ancienne semelle métamorphique, près ou au contact avec les péridotites de
l’ophiolite.
En général, la différence d’âge obtenue entre le pic métamorphique des semelles
et la section mantélique qui leur est associée est de quelques millions d’années.
Cependant, il n’est pas rare d’observer un chevauchement de l’âge de ces deux
séquences. Dans le cas des ophiolites Téthysiennes, l’âge des semelles
métamorphique est généralement similaire ou un peu plus jeune (<2 Ma) que l’âge
des roches crustales ignées du complexe auquel elles sont associées
(Wakabayashi et Dilek, 2003). L’exemple de la semelle de Semail, en Oman,
montre très bien ce principe. Les datations U/Pb sur des zircons provenant du
complexe ophiolitique ont fourni un âge de 96 à 94 Ma (Tilton et al. 1981; Warren
et al. 2005; Goodenough et al. 2010). Les analyses Ar/Ar sur les amphiboles de la
semelle ont, pour leur part, donnée des valeurs de 95-93 Ma (Hacker, 1994;
Hacker et al. 1997; Warren et al. 2005). Basé sur une analyse structurale et
barométrique très semblable à celle du complexe de Semail, Dewey et Casey
(2013) ont suggéré que le complexe ophiolitique de Bay of Islands, et les semelles
associées, se seraient formés plus ou moins synchroniquement, soit à l’intérieur de
quelques millions d’années. Le complexe démembré présenté par Guilmette
(2010) a aussi montré un chevauchement des âges Ar/Ar des semelles de la Zone
de Suture du Yarlung Zangbo avec les sections ophiolitiques sus-jacentes. Les
amphibolites seraient âgées de 123-127 Ma et l’ophiolite aurait un âge variable de
110-130 Ma (Guilmette, 2010). L’âge de la semelle de la Colline de Belmina
(présenté ci-dessous) et l’âge des unités mantéliques et crustales du complexe
ophiolitique de Thetford Mines montrent aussi ce chevauchement.
Les semelles métamorphiques montrant un chevauchement entre l’âge de
refroidissement et l’âge des unités volcaniques de l’ophiolite associée supportent
le modèle tectonique de SSZ. Ce modèle suggère que la croûte ophiolitique et le
6
protolithe des amphibolites ont été formés le long de la même zone de divergence,
au-dessus d’une zone de subduction. L’amorce d’une nouvelle zone de subduction
au niveau de la ride divergente viendrait enfouir des matériaux mafiques de la SSZ
(formant ultérieurement la semelle métamorphique) sous les unités ultramafiques
associées au manteau ophiolitique de la SSZ (Guilmette, 2010). En général, la
semelle serait donc plus jeune que la section mantélique sus-jacente de quelques
millions d’années.
1.3 L’amphibolite de la Colline de Belmina
La semelle métamorphique de la Colline de Belmina est située directement entre
les péridotites du groupe de Thetford Mines et les schistes du Groupe de Caldwell,
plus précisément, dans la région de Saint-Jacques-le-Majeur-de-Wolfestown, à
environ 120 kilomètres au sud-ouest de la ville de Québec. Une carte de la
géologie locale de la Colline de Belmina est présentée à la figure 1.2. Cette
semelle d’amphibolites massives à rubanées, d’une épaisseur apparente d’environ
800 mètres, est composée majoritairement d’amphiboles fines à grossières,
édénitiques à pargasitiques, relativement fraiches. On note aussi la présence de
plusieurs autres minéraux comme des bandes à grenats riches en pyrope et
grossulaire, de l’épidote, du clinopyroxène et certains plus accessoires tels que du
quartz, du plagioclase, du sphène et du rutile. Tous ces minéraux se retrouvent en
assemblage variable selon leur position dans la séquence métamorphique. Près
du contact avec les schistes à chlorite-muscovite±grenat associés au Groupe de
Caldwell, l’amphibolite de la semelle est à épidote. En se dirigeant vers le contact
avec les péridotites serpentinisées de la Colline de Belmina l’amphibolite passe
progressivement d’un assemblage à épidote vers l’amphibolite à grenat et ensuite
à l’amphibolite à grenat et clinopyroxène près du contact avec les péridotites
mantéliques (Clague et al. 1981; Feininger, 1981; cette étude).
7
Les conditions métamorphiques ont varié entre le contact avec les schistes du
Groupe de Caldwell et le contact avec la péridotite sus-jacente à la manière d’un
gradient inverse comme il en est le cas pour les autres amphibolites Téthysiennes.
Les conditions de température auraient varié de 500°C près du contact avec les
schistes du Caldwell à plus de 850°C au contact avec les péridotites (Clague et al.
1981; Feininger, 1981). Les géobaromètres, basés sur l’assemblage grenat-
Figure 1.2 : Carte géologique locale de la Colline de Belmina. Modifiée de Feininger (1981) et Tremblay et al. (2011). À l’ouest de la semelle, les métasédiments de l’ancienne marge continentale et à l’est, les péridotites serpentinisées et les unités crustales de l’ophiolite.
8
clinopyroxène et sur le fractionnement de l’Al et du Na dans l’amphibole, ont
démontré que ces roches ont été métamorphisées à des conditions de pression
supérieures à 5 kbars (Clague et al. 1981), soit entre 500 et 700 MPa (Feininger,
1981). Les conditions de pression et de température présentent très bien le
gradient métamorphique inverse caractéristique des semelles dynamothermales.
Le protolithe de l’amphibolite de la Colline de Belmina serait, selon quelques
analyses géochimiques sur les éléments majeurs, un basalte de fond océanique
qui aurait subi un métamorphisme relativement élevé lors de l’obduction vers
l’ouest d’une lithosphère océanique d’environ 20 kilomètres d’épaisseur (Feininger,
1981). Ce protolithe reste toutefois discutable compte tenu du manque
d’information par rapport à la géochimie en éléments traces tel que les éléments
des terres rares. Selon les températures du métamorphisme enregistrées par la
formation de différents minéraux, un gradient thermique de 40°C par kilomètre
aurait été nécessaire à l’obtention des températures estimées de plus de 800°C au
contact avec les péridotites. Cependant, l’étude des péridotites a montré que
celles-ci ont été affectées par des températures de moins de 312°C, en accord
avec l’historique de serpentinisation de la séquence péridotitique (Feininger, 1981).
L’étude des muscovites situées au contact inférieur de la semelle reprise par
Tremblay et al. (2011) suggère que ces roches ont refroidi en dessous de 475 ± 25
°C à environ 466 Ma et elles auraient été partiellement recristallisées entre 475°C
et 350°C durant le refroidissement jusqu’à environ 457 Ma.
Les premières datations K-Ar effectuées sur les amphiboles provenant de
l’amphibolite de Belmina par Clague et al. (1981) ont produit un âge moyen de
488±11 Ma. Les âges déterminés sur des amphiboles par K-Ar, ayant de très
faibles concentrations en K2O et un excès d’Ar aux analyses, ont par la suite été
considérés comme inexacts (Whitehead et al. 1995). Une datation par 40Ar/39Ar
avait aussi permis de produire un âge pondéré de 491 ± 3Ma attribué au
découplage de l’ophiolite de Thetford Mines durant la phase initiale de fermeture
de l’océan proto-Atlantique (Clague et al. 1981). L’âge de 491 Ma a par la suite été
9
considéré comme étant erroné compte tenu de l’âge U/Pb, déterminé sur les
zircons provenant des plagiogranites, de 479±3 Ma correspondant à l’âge de la
cristallisation de l’ophiolite (Dunning and Pedersen, 1988; Whitehead et al. 1995;
Tremblay et al., 2011). Selon l’âge produit par Clague et al. (1981) l’obduction de
la semelle se serait produite au cours des 10 millions d’années précédent la
cristallisation de la croûte chevauchante (Whitehead et al. 1995; Tremblay et al.
2011). Afin de résoudre cette problématique, une nouvelle datation de la semelle a
été effectuée en 1995 selon une méthode raffinée de la méthode de datation
40Ar/39Ar. Cette révision de la méthode et l’application de la datation à des
amphiboles contenant la bonne quantité des éléments à analyser a fournis un âge
de 477 ± 5 Ma (Whitehead et al. 1995). L’association temporelle très rapprochée
de la formation crustale et l’accrétion de la semelle indique que le découplage
tectonique de l’ophiolite, formée d’une croûte jeune et chaude, se serait produit
près ou à une dorsale associée à la formation du fond océanique (Whitehead et al.
2000). Comme présenté plus tôt, ce type d’association temporelle rapprochée,
entre la semelle métamorphique et la portion péridotitique, est retrouvé dans
plusieurs complexes tels que celui de Semail en Oman, dans la Zone de Suture du
Yarlung Zangbo au Tibet et possiblement, Bay of Islands à Terre-Neuve. (Tilton et
al. 1981; Warren et al. 2005; Goodenough et al. 2010; Guilmette, 2010; Dewey et
Casey, 2013).
1.4 La problématique
La Colline de Belmina présente donc une portion de la séquence ultramafique
péridotitique, mais aussi, à l’ouest, une séquence orientée nord-sud de 5-6
kilomètres de longueur par 800 mètres de largeur, formant la semelle
amphibolitique métamorphique. Les travaux réalisés par Feininger (1981), Clague
et al. (1981), ainsi que Whitehead et al. (1995, 2000) ont permis d’obtenir une
bonne quantité d’information sur la semelle métamorphique de la Colline de
Belmina. Cependant, les travaux réalisés portaient essentiellement au niveau de la
10
cartographie, de la thermobarométrie et de la datation. De sorte, il s’avère encore
aujourd’hui intéressant d’étudier de nouveau cette séquence, mais d’un point de
vue pétrologique. Très peu d’échantillons avaient été étudiés géochimiquement par
Feininger (1981) et Clague et al. (1981). Seuls quelques échantillons avaient été
analysés pour la géochimie des éléments majeurs, ce qui en résulte en une
compréhension partielle du protolithe de cette séquence. Les nouvelles
techniques, plus modernes et plus accessibles, favorisant l’obtention d’une
quantité impressionnante de données en un intervalle de temps plus court, ont
ramené un intérêt à l’étude de cette séquence. Les travaux reliés à ce mémoire sur
la semelle de la Colline de Belmina présentent une première approche strictement
géochimique à l’étude d’une semelle métamorphique ophiolitique parmi toutes
celles retrouvées dans les Appalaches.
Les objectifs principaux de ce mémoire sont :
1. Déterminer le protolithe de la semelle métamorphique de la Colline de
Belmina, essentiellement par l’étude géochimique des éléments traces
et plus particulièrement, les éléments du groupe des terres-rares (ETR),
des HFSE (high field strengh elements) et des LILE (large ion lithophile
elements).
2. Dans un deuxième temps, proposer à l’aide de comparaison avec des
analogues modernes, un ou des modèles auxquels l’information obtenue
par l’étude géochimique pourrait être associée à la géodynamique déjà
connue de l’ancien bassin océanique de l’océan Iapetus.
3. Caractériser la chimie minérale des amphiboles, des grenats et des
clinopyroxènes de l’amphibolite de la Colline de Belmina, compte tenu
du manque d’information à ce niveau parmi les études réalisées sur les
différentes semelles métamorphiques des Appalaches.
11
1.5 Méthodologie
Le projet a débuté par deux semaines de terrain dans la région de Saint-Jacques-
le-Majeur-de-Wolfestown près de Thetford Mines. Tout d’abord, un retour sur la
cartographie réalisé par Feininger (1981) a été effectué. La prise de mesure
structurale, l’échantillonnage et la description minéralogique macroscopique des
affleurements du terrain ont été effectués en détail. L’échantillonnage de la semelle
amphibolitique métamorphique a été réalisé de manière à recouper
perpendiculairement la séquence métamorphique afin de s’assurer d’avoir un
échantillonnage représentatif de la totalité de la séquence. Quelques échantillons
appartenant à la formation du groupe de Caldwell ainsi que du massif péridotitique
ont aussi été amassés.
Un total de 33 échantillons comprenant 27 amphibolites, 4 péridotites et 2 schistes
ont été amassés. À partir de ces 33 échantillons, 27 lames minces ont été
confectionnées avec l’aide du technicien aux travaux d'enseignement et de
recherche du département de géologie et de génie géologique de l’université
Laval, M. Edmond Rousseau. Une description pétrographique au microscope
optique conventionnel de chacune de ces lames mines a été effectuée. Les 22
échantillons les plus frais ont par la suite été étudiés à la microsonde électronique
CAMECA SX-100 de l’université Laval sous la supervision du responsable aux
travaux pratiques et de recherche du laboratoire de microanalyse, M. Marc
Choquette, afin d’obtenir la chimie minérale des amphiboles, des grenats et des
clinopyroxènes. De plus, à l’aide de la microsonde électronique une caractérisation
de la zonation chimique des grenats fut effectuée par cartographie élémentaire.
Deux lames minces, les échantillons 13-BEL-13 et 13-BEL-24, ont aussi été
analysés par SEM-MLA au centre INCO de l’université Memorial à St John’s,
Terre-Neuve, afin d’obtenir un compte exact du mode de chacun des minéraux
retrouvés dans les lames minces pour de futurs travaux.
12
La totalité des échantillons amassés a été analysée pour la géochimie des
éléments majeurs, mineurs et traces. Deux laboratoires indépendants ont été
mandatés pour ces analyses. Le premier étant Activation Laboratories Ltd, en
Ontario, Canada et le second, le laboratoire de l’université Saint-Mary’s en
Nouvelle-Écosse, Canada. Au laboratoire d’Actlabs, les éléments majeurs ont été
analysés par Fus-ICP (fusion inductively coupled plasma). Les métaux de base
ainsi qu’une sélection d’éléments traces incluant sept des quatorze éléments des
terres-rares ont été analysés par TD-ICP (total-digestion inductively coupled
plasma) et par INAA (instrumental neutron activation analysis). La description de
chacune des méthodes est faite dans le chapitre 2 (l’article scientifique) de ce
mémoire. Au centre régional d’étude géochimique de l’université de Saint-Mary’s,
la concentration des éléments majeurs et d’une sélection d’éléments traces (Ba,
Sr, Rb, Zr, Nb, Y, Cr, Ni, Co, V, Zn et ETR) a été déterminée par spectroscopie de
fluorescence aux rayons-X. La procédure complète de la technique analytique est
disponible dans Dostal et al. (1986). Finalement, la détermination du protolithe a
été faite selon la discrimination géodynamique, essentiellement basée sur la
géochimie des éléments traces.
Ce mémoire est divisé en cinq sections. Le chapitre 1 est dédié à l’introduction,
l’énoncé de la problématique et de la méthodologie. De plus, ce chapitre contient
une revue de la littérature en lien avec les différents complexes ophiolitiques
retrouvés dans les Appalaches et les caractéristiques propres aux ophiolites de
type Téthys. Le deuxième chapitre est formé d’un article scientifique soumis à la
révision pour le journal scientifique Lithos. Le troisième chapitre contient toutes
informations et/ou données, relatives au mémoire, n’ayant pas été traitées dans
l’article scientifique. Le quatrième chapitre formera une discussion et les
conclusions de ce mémoire. Finalement, la cinquième section, les Annexes, sera
formée de tous les tableaux de données, figures, etc., supplémentaires, reliés à la
réalisation de ce mémoire.
13
Contexte géologique
1.6 Géologie et orogènes des Appalaches
Les Appalaches au sud du Québec sont composées de deux assemblages
lithotectoniques principaux, pertinents à l’étude des ophiolites. Premièrement, la
Zone de Humber, séquence pouvant être attribuée aux vestiges de la marge
continentale du continent Laurentia et deuxièmement, la Zone de Dunnage,
considéré comme le domaine océanique adjacent à cette marge continentale. Ces
séquences, d’âge Cambrien à Ordovicien inférieur à moyen, ont été amalgamées
et mises en place lors de l’orogenèse Taconienne à l’Ordovicien. L’orogènie
Taconienne englobe tous les événements de la fin du Cambrien et de l’Ordovicien
contribuant aux processus d’accrétion de matériaux détritiques et océaniques
provenant de la marge du continent Laurentia (Tremblay et al. 2011). Le contact,
entre la Zone de Humber et celle de Dunnage, est caractérisé par la présence de
plusieurs fragments d’ophiolites. Cette suture est définie comme la ligne Brompton-
Baie-Verte (B.B.L sur la figure 1.2) (Williams et St-julien, 1982; De Souza et al.
2012). La déformation Taconique ayant affecté la marge du continent Laurentia
serait attribuable à la fermeture de l’océan Iapétus (Tremblay et al. 2009). La figure
1.2 présente une carte géologique des Appalaches simplifiée de celle tirée de
Schroetter et al. (2005) et de celle de Daoust (2007). La Zone de Dunnage est
formée de quatre séquences principales. On retrouve premièrement, les ophiolites
du sud du Québec, d’est en ouest, Thetford-mines, Asbestos, Lac-Brompton et
Mont-Orford, deuxièmement, le mélange de Saint-Daniel, troisièmement, le bassin
avant-arc du groupe de Magog et finalement, le complexe volcanique d’Ascot
(Williams, 1979; Williams et St-Julien, 1982; Tremblay et al. 2011). Les ophiolites
de Thetford Mines, Asbestos et du Lac Brompton présentent des caractéristiques
géochimiques, stratigraphiques et géochronologiques semblables entre elles,
permettant d’affirmer que ces segments étaient probablement issus de la même
lithosphère océanique (De Souza et al. 2012).
14
Figure 1.3 : Carte géologique simplifiée des Appalaches au sud du Québec. Modifiée de Schroetter et al. (2005) et Daoust (2007). Noter l’emplacement de la figure 1.2 en pointillé (20 km au sud-ouest de Thetford Mines). La carte des grandes provinces géologiques du Québec est présentée pour la localisation de la carte géologique régionale des Appalaches (modifiée de Brisebois et Brun (1994)).
15
Du sud au nord, les régions du sud de la province de Québec et de Terre-Neuve
comprennent plusieurs semelles métamorphiques bien définies et étudiées,
associées aux différentes séquences ophiolitiques. Plus récemment, Daoust
(2007) a démontré la possible présence d’une semelle métamorphique
démembrée associée au complexe ophiolitique du Lac Brompton. On note, bien
entendu, la semelle de la Colline de Belmina dans la région de Thetford Mines.
Deux autres complexes ophiolitiques associés au contact entre la Zone de
Dunnage et celle de Humber présentent plusieurs semelles métamorphiques.
Premièrement, on note la semelle de l’amphibolite du Diable associée au
complexe du Mont Albert en Gaspésie et deuxièmement, celles associées aux
quatre massifs ophiolitiques de Bay of Islands à Terre-Neuve. Leurs mises en
place seraient associées aux différents événements orogéniques subis par les
plaques tectoniques. L’évènement le plus important, ayant probablement participé
à la formation de la plupart des ophiolites étudiées, est l’orogenèse Taconienne.
Les unités géologiques de la Zone de Dunnage présentent majoritairement un
métamorphisme et une déformation associée à l’orogénie Acadienne du milieu du
Dévonien. Les fabriques texturales plus anciennes associées à l’orogenèse
Taconienne semblent être présentes seulement au niveau des semelles
métamorphiques associées à l’obduction de complexes ophiolitiques (Tremblay et
al. 2011). L’orogénie suivante, l’Acadienne, aurait favorisé un plissement intense
de certaines semelles comme celle du Lac Brompton (Daoust, 2007).
1.7 Géochronologie des semelles des Appalaches
L’étude détaillée des différentes sections d’ophiolite de la Zone de Dunnage au
sujet de la géochronologie, à la fois pour la datation 40Ar/39Ar des roches
métamorphiques (âge de refroidissement de la semelle servant à dater le pic
métamorphique) et de celle par U/Pb de certains plagiogranites (âge de formation
des ophiolites), a permis de mettre en évidence certaines similitudes entre les
16
différents complexes ophiolitiques des Appalaches bien qu’un diachronisme soit
observé (Wakabayashi et al. 2010; De Souza et al. 2012). Church (1977) avait
déjà présenté des similitudes apparentes entre plusieurs ophiolites du sud du
Québec et de Terre-Neuve sur une base structurale, lithologique et
compositionnelle en éléments majeurs.
L’amphibolite du Diable du Mont Albert est âgée entre 465 et 457 Ma selon
plusieurs datations 40Ar/39Ar, ce qui en fait la section de semelle amphibolitique la
plus jeune de la région des Appalaches canadiennes (Lux, 1986; Pincivy et al.
2003; De Souza et al. 2012). Les complexes ophiolitiques de la région de Terre-
Neuve ont pour leurs parts produits des âges variant de 493,9 à 477,5 Ma basés
sur des datations de type U/Pb (Dunning et Krogh, 1985; Jenner, 1991). Ces âges
sont associés à la formation des différentes portions des complexes ophiolitiques
de Terre-Neuve, ce qui en fait l’une des sections ophiolitiques les plus âgées des
Appalaches canadiennes. Les semelles amphibolitiques associées aux complexes
de Bay of Islands et de St. Anthony, situé à environ 300 km au nord-est, ont été
datées, respectivement, à 469± 5 et 489±5 Ma (Dallmeyer et Williams, 1975;
Dallmeyer, 1977; Dunning et Krogh, 1985).
Quoi qu’il en soit, les semelles de Terre-Neuve seraient donc les plus âgées allant
jusqu’à possiblement, 489 Ma, suivi de celle de Thetford Mines autour de 477 Ma
et finalement, celle du Mont Albert, âgé d’au maximum 465 Ma. Une différence de
quelques millions d’années est observée entre l’âge de l’amphibolite de Thetford
Mines, celle du Diable du Mont Albert et celles de Terre-Neuve. Ces variations
diachroniques seraient attribuables à une géométrie variable le long de la marge
du continent Laurentia ayant affectée les processus de mise en place (Pincivy et
al. 2003; De Souza et al. 2012).
17
1.8 Modèles thermobarométriques des semelles
De Souza et al. (2012) ont proposé que les différents complexes ophiolitiques des
Appalaches puissent être issus de la même lithosphère océanique sur la base de
caractéristiques géochimiques, lithologiques et structurales. Il est aussi possible de
voir quelques ressemblances au niveau des modèles thermobarométriques des
différentes semelles. Tout d’abord, comme discuté préalablement, Clague et al.
(1981) ainsi que Feininger (1981) ont montré que le contact supérieur de la
semelle de la Colline de Belmina aurait été métamorphisé à plus de 850°C pour
environ 700 MPa. Le contact inférieur aurait été métamorphisé à environ 500°C
pour environ 500 MPa. Ces valeurs pourraient être associées à la mise en place
d’une lithosphère océanique d’environ 20 kilomètres d’épaisseur considérant un
gradient thermique d’environ 40°C par kilomètre (Feininger, 1981). Les semelles
métamorphiques de Bay of Islands présentent aussi des valeurs
thermobarométriques semblables à celles de la semelle de Belmina (Savci, 1988;
Dewey et Casey, 2013).
Il a été démontré que la formation de la semelle métamorphique du complexe de
Bay of Islands est directement liée à la mise en place des séquences de
chevauchement (Dewey et Casey, 2013). Au départ, le modèle
thermobarométrique proposé pour former les séquences métamorphiques
retrouvées dans cette région impliquait une roche ultramafique à température
supérieure à 1000°C au contact supérieur de la semelle. Ces températures sont
retrouvées à plus de 55 km sous le MOHO ce qui ne cadre pas dans le modèle
géodynamique (Malpas, 1979). Quelques hypothèses ont été apportées à ce sujet.
Par exemple, on note la possibilité que les roches ultramafiques se soient formées
à proximité d’une zone de dorsale, qu’elles soient associées à un point chaud ou à
un bassin marginal où l’activité volcanique est associée à la fusion d’une plaque
subductée (Malpas, 1979). Compte tenu des récents modèles de mise en place
élaborée par Dewey et Casey (2013), il a été proposé que la semelle de Bay of
18
Islands n’est pas une auréole métamorphique formée par un transfert par
conductivité sous une ophiolite chaude obductée comme l’avait décrit Malpas
(1979), mais elle aurait plutôt été formée lors d’une subduction précédant
l’obduction et son aplatissement/accolement sous l’ophiolite. Le gradient
métamorphique inverse est représenté par un estimé de pression et de
température variant de 770-800°C pour 8,0 kbar (avec le contact supérieur) et 600-
630°C pour 5,0-6,5 kbars (avec le contact inférieur) (Savci, 1988; Dewey et Casey,
2013). Ce modèle de formation pourrait être aussi valable pour la semelle de la
Colline de Belmina qui montre des valeurs thermobarométriques semblables.
La semelle du complexe de St. Anthony, propose aussi des valeurs
thermodynamiques semblables (Jamieson, 1980). Elle montre un gradient
métamorphique inverse et les conditions de pression et de température associées
à la formation de la section d’amphibolites à pyroxènes (vers le contact supérieur)
sont évaluées à 850°C et entre 7-10 kbars. La température de métamorphisme
enregistrée par les unités d’amphibolites à épidotes (vers le contact inférieur) a été
évaluée entre 550 et 650 °C pour une pression avoisinant les 5 kbars (Jamieson,
1980).
Une autre semelle métamorphique, semblable aux précédentes au niveau
thermobarométrique, a été étudiée dans la région de la Gaspésie, associée au
Mont Albert (l’Amphibolite du Diable). Dans un premier temps, celle-ci est
relativement mince avec moins de 500 mètres de séquences métamorphiques
allant du faciès d’amphibolite jusqu’à granulite, selon un gradient métamorphique
inverse (Gagnon et Jamieson, 1986; O’Beirne-Ryan et al. 1990). Les conditions de
température pour les zones à grenats-clinopyroxènes (contact supérieur) ont varié
de 750-800°C pour des pressions ne dépassant pas 8-9 kbars. Pour ce qui est des
zones d’amphibolites sans clinopyroxène, les variations sont respectivement, entre
500 et 700°C pour 6-7 kbars.
19
Les études menées sur les amphiboles de l’amphibolite du Lac Brompton ont
montré que le champ de pression et de température de l’assemblage de
métamorphisme plus faible, albite-épidote, aurait été inférieur ou égal à 5 kbars
pour une température d’environ 550°C. Au faciès d’amphibolite supérieur, ces
conditions de pression sont passées d’environ 5 kbars à 8 kbars pour des
températures supérieures à 700°C (Daoust, 2007).
Le gradient métamorphique inverse, retrouvé dans la plupart des ophiolites de type
Téthysien, est responsable du métamorphisme de haut grade près du contact avec
les péridotites. Celui-ci semble diminuer très rapidement au fur et à mesure que la
subduction se poursuit (<2 Ma), la subduction continue favorisant le
refroidissement rapide de la semelle par les épontes de la subduction (Peacock,
1988; Hacker et Mosenfelder, 1996; Wakabayashi et Dilek, 2003). À cause de ce
refroidissement rapide, l’âge du pic métamorphique obtenu permet de relativement
bien approximer le début de la subduction (Spray, 1984; Peacock, 1988). Ce
refroidissement rapide permet l’utilisation de la méthode de datation isotopique
40Ar/39Ar sur hornblende (Wakabayashi et Dilek, 2003).
Sur la base des calculs thermobarométriques, on voit très bien que les conditions
de formation des semelles métamorphiques, bien que plusieurs centaines de
kilomètres séparent les séquences du sud des Appalaches et celles de Terre-
Neuve, montrent de très grandes similitudes à la fois pour les conditions de
pression et de température que pour de la minéralogie et la géochronologie.
20
1.9 Minéralogie des semelles métamorphiques
Chacune des semelles métamorphiques étudiées montre des caractéristiques
minéralogiques qui lui est propres, mais plusieurs présentent des similitudes par
rapport à l’agencement et à la composition en certains minéraux tels l’amphibole,
le clinopyroxène, le grenat, etc. (Ghent and Stout, 1981; Feininger, 1981; Clague
et al. 1981; O’Beirne-Ryan et al. 1990; Gnos et al. 1998; Gartzos et al. 2009;
Dewey et Casey, 2013). L’étude de la pétrographie peut se diviser en deux
sections principales. Premièrement, d’un point de vue textural et deuxièmement,
selon la composition minéralogique. Les variations des textures et de la
composition sont grandement attribuables aux variations de pression, de
température ainsi qu’à la composition des fluides d'altération donc au système
géodynamique en général. Au sujet des textures, la présence de témoins de fusion
partielle (>700°C) peut parfois être retrouvée dans les semelles à proximité des
contacts avec les péridotites. La présence des petites cellules de fusion partielle
dans l’amphibolite pourrait avoir un impact additionnel à la présence de fluide, en
lien avec un enrichissement en LREE-Nb (Hacker et Mosenfelder, 1996; Ishikawa
et al. 2005). Dans les semelles métamorphiques de types amphibolitiques, les
principaux minéraux retrouvés sont l’amphibole, le clinopyroxène, le grenat, le
plagioclase, les micas, quelques oxydes et sulfures ainsi que certains minéraux
accessoires tels la titanite et l’apatite. Les types de minéraux ainsi que leurs
agencements varient grandement en fonction de leur position dans la séquence
(Feininger, 1981; Clague et al. 1981; O’Beirne-Ryan et al. 1990; Hacker et
Mosenfelder, 1996; Çelik et Delaloye, 2006; Lázaro et al. 2013).
1.9.1 Amphiboles
Une grande variété d’amphiboles peut être retrouvée dans les semelles
métamorphiques. Les résultats obtenus de l’étude pétrologique de la semelle du
Mont Albert ont montré que la composition des amphiboles variait de hornblende
21
magnésienne jusqu’à pargasite ferrifère. Les amphiboles rétrogrades semblent
montrées des valeurs plus faibles en AlIV et en Ti. L’amphibolite de Semail en
Oman montre une composition majoritairement constituée de hornblendes
magnésiennes vertes et de hornblendes tshermakitiques. La section plus près du
contact avec les péridotites montre plutôt des hornblendes pargasitiques ferrifères
brunes et des hornblendes hastingsitiques magnésiennes (Hacker et Mosenfelder,
1996). On remarque un changement marqué de la composition des amphiboles
par rapport à la position dans la séquence métamorphique. La composante en
TiO2 des amphiboles semble relativement constante dans les premiers 200 mètres
de la séquence. Cependant, la séquence est marquée par un accroissement de
plus de 2,5% de la composante TiO2 dans les dix premiers mètres au contact avec
les péridotites. Ce phénomène pourrait être le résultat d’un accroissement rapide
de la température du pic métamorphique, mais aussi d’un changement de la phase
riche en Ti de l’ilménite vers le rutile (Hacker et Mosenfelder, 1996). Gnos (1998) a
montré une certaine tendance entre la composition de l’amphibole et
l’accroissement de la température. Lorsque la température augmente, les
amphiboles passent de hornblende édénique à hornblende pargasitique et
finalement, à pargasite ferrifère. La composition des amphiboles provenant de la
semelle de la Zone de Suture de Yarlung Zangbo est aussi assez variable. Encore
une fois, la composition en AlIV et en Ti semble augmenter avec l’accroissement de
la température. Dans l’amphibolite à grenat-cpx les amphiboles sont
majoritairement des pargasites et des tschermakites. On retrouvera aussi quelques
hornblendes tschermakitiques remplaçant des grains de grenats. Finalement,
l’amphibole la plus commune est l’hornblende magnésienne (Guilmette et al.
2012). Les amphiboles issues de l’amphibolite démembrée du mélange
ophiolitique de Beysehir en Turquie présentent encore une fois une bonne
variabilité bien que la plupart soient calciques. Le changement de composition
observé dans les amphiboles entre les différentes sections de l’amphibolite serait
attribuable à un changement de faciès selon l’accroissement ou le décroissement
de la température durant la cristallisation de l’amphibolite. On y retrouvera des
22
amphiboles de type hastingsite magnésienne, hornblende magnésienne, édénite,
pargasite, actinolite, etc. (Çelik et Delaloye, 2006)
1.9.2 Clinopyroxènes
Les clinopyroxènes sont en général retrouvés dans la première dizaine de mètres
du contact avec les péridotites (Jamieson, 1980; Feininger, 1981; Clague et al.
1981; Ghent et Stout, 1981; Ishiwaka et al. 2005). On peut parfois les retrouver
localement à certains endroits jusqu’à plus de 100 mètres du contact. Les
clinopyroxènes retrouvés dans la semelle du Mont Albert sont majoritairement des
diopsides à teneur variable en Al2O3 autour de 4% (O’Beirne-Ryan et al. 1990).
Quelques clinopyroxènes ont aussi été retrouvés dans l’amphibolite de Bay of
Islands, mais ceux-ci n’ont pas été présentés par rapport à la chimie minérale. Les
clinopyroxènes étudiés dans l’amphibolite à grenat-cpx dans la Zone de Suture de
Yarlung Zangbo peuvent être séparés en deux groupes (Guilmette et al. 2012). Le
premier regroupe les grains de l’assemblage du pic métamorphique. Ces
clinopyroxènes montrent une proportion en Al2O3 pouvant aller jusqu’à 9%. Les
diopsides provenant des zones plus rétrogradées montrent une proportion en
Al2O3 moins importante (Guilmette et al. 2012). Les clinopyroxènes de
l’amphibolite à grenats de l’ophiolite Semail montrent des valeurs en Al2O3 pouvant
atteindre 5,8% (Gnos et al. 1998). Selon Gnos et al. (1998), les diopsides
provenant d’échantillon plus près du contact avec l’harzburgite sont plus riche en
Al2O3 (contact supérieur). La composition des clinopyroxènes est en général
relativement invariable, mis à part dans le contexte où les grains sont retrouvés
près ou en contact avec des grenats. Dans ce cas, on peut remarquer une légère
réduction du ratio Fe/Mg dans la bordure du grain (Hacker et Mosenfelder, 1996).
1.9.3 Grenats
23
Dans la région du Mont Albert, on peut apercevoir à la fois une abondance plus
importante en grenat au contact avec les péridotites, mais aussi une distribution
intercalée de couches à grenats et de couches sans grenat (O’Beirne-Ryan et al.
1990). La présence d’une alternance de couches avec et sans grenat suggèrerait
fortement, selon O’Beirne-Ryan et al. (1990), que cette distribution serait
attribuable à la composition (ratio plus élevé du FeO/Al2O3) des fluides
métasomatiques circulant que par la proximité du contact avec les péridotites. La
présence de plis pourrait aussi avoir causé cette alternance de bandes de
composition minéralogiques différentes. Les grenats provenant de la semelle de la
Zone de Suture de Yarlung Zangbo montrent une composition variable de Alm38-56
Prp09-29 Grs16-33 And01-03 Sp01-07. Quelques échantillons ont montré une zonation de
la bordure montrant un enrichissement de la composante pyrope. Cependant, un
autre échantillon a aussi montré un petit appauvrissement de cette composante
(Guilmette et al. 2012). Dans la plupart des semelles, comme dans le cas de
l’amphibolite de Semail, les grenats semblent être concentrés près du contact avec
la péridotite (Hacker et Mosenfelder, 1996; Ishikawa et al. 2005). Ceux-ci,
variables dans leurs compositions, sont parfois légèrement zonés, témoins d’une
homogénéisation par diffusion à température très élevée. Des grains peuvent
parfois montrer une augmentation de la concentration en Fe et/ou en Mn et un
appauvrissement en Mg ce qui suggère une modification tardive de la composition
par un échange ou un transfert d’éléments au sein du minéral. Lorsque les grains
de grenats sont en contact avec des grains de clinopyroxènes une zonation
témoignant des échanges d’ions Fe et Mg est fréquente et perceptible (Hacker et
Mosenfelder, 1996). Les grenats de la semelle de Semail montrent une
composition moyenne de Alm50 Prp30 Grs15 Sp5 (Gnos et al. 1998). La présence de
diopside pourrait induire une composante plus importante en grossulaire dans
certains grains (Gnos et al. 1998).
24
1.10 Géochimie des semelles
1.10.1 Éléments majeurs et mineurs
La composition en éléments majeurs et en éléments traces des semelles
dynamothermales est déterminée, d’une part par la nature du protolithe de celles-
ci, mais aussi selon différents paramètres tels que la circulation de fluides enrichis
en certains éléments associés aux processus d’hydrothermalisme et de
métasomatisme (Malpas, 1979; Guilmette et al. 2009; 2012). De plus, un
hydrothermalisme intense dans le bassin océanique, précédant les évènements
d’obduction, peut affecter la composition en éléments majeurs des semelles
formées. Le Si, le Fe et le Mg sont plus facilement mobilisés lors d’un ratio élevé
fluide/roche (Pearce, 1976; Farahat, 2011; Guilmette et al. 2009). Il est cependant
à prendre en considération le fait qu’il est potentiellement risqué d’utiliser les
éléments majeurs afin de caractériser le protolithe des roches métamorphiques
compte tenu de la forte mobilité de la plupart de ces éléments durant le
métamorphisme prograde et rétrograde (Guilmette et al. 2009; Lazaro et al. 2013).
La mobilité de certains éléments majeurs tels que le Ca, Na et K peut être affectée
par le métamorphisme du grade de schiste vert et d’amphibolite tandis que
d’autres tels que Ti, Al, Mn et P restent immobiles (Guilmette et al. 2009; Farahat,
2011; Lazaro et al. 2013). L’étude de la géochimie des éléments majeurs et traces
permet tout de même une première approche à la caractérisation d’un protolithe.
La semelle métamorphique du Mont Albert montre une géochimie en éléments
majeurs concordant avec une certaine modification de la composition durant ou
précédent le métamorphisme. Les échantillons avec et sans grenat semblent se
séparer en deux groupes distincts. La majorité des échantillons semblent être de
type gabbro tholéïtique océanique bien que ceux avec grenat montrent une
composition plus élevée en FeO et une composition moins élevée en Al2O3
(O’Beirne-Ryan et al. 1990).
25
La semelle de la Zone de Suture de Yarlung Zangbo montre aussi une composition
en éléments majeurs témoignant de modifications géochimiques probablement
causées par du métasomatisme précédent l’enfouissement de la séquence dans la
zone de subduction (Guilmette et al. 2012). Ce métasomatisme pourrait avoir
affecté la composante SiO2. L’étude de ratios d’éléments supposément moins
mobiles, tels que le Mg#, a montré que les échantillons les plus intensément
métasomatisés ont subi une certaine modification géochimique (Guilmette et al.
2012).
Peu d’étude géochimique ont été réalisée sur la semelle le l’ophiolite Semail. Selon
Gnos (1998), cinq échantillons d’amphibolite sont de composition basaltique avec
une variation importante en Al2O3, en MgO et en Na2O.
1.10.2 Éléments traces
L’étude des éléments traces est utile à la caractérisation de l’environnement
géodynamique, du métamorphisme et du métasomatisme (Gartzos et al. 2009;
Ishikawa et al. 2005; Guilmette et al. 2009; 2012). Le manque d’information
géochimique sur les éléments traces a pendant longtemps été un obstacle à la
détermination complète du protolithe et de l’environnement géodynamique de
formation des protolithes des semelles métamorphiques, causé d’une part par les
méthodes utilisées, mais aussi par le coût relié à l’utilisation des différentes
techniques. Par exemple, la variation de certains éléments du groupe des LILE
(large ion lithophile elements) tels que le Ba, Rb, K, Sr, peut représenter un
échange dû au métasomatisme ou à l’altération hydrothermale et métamorphique
puisque ce sont des éléments hautement mobiles dans ces environnements
(Ishikawa et al. 2005; Wang et al. 2008; Gartzos et al. 2009). Plusieurs éléments
tels que Ti, Zr, Y, La et Nb sont particulièrement intéressants à utiliser pour
26
représenter l’évolution tectonique puisqu’ils sont plutôt immobiles durant le
métamorphisme (Wang et al. 2008).
L’étude des éléments du groupe des terres-rares est indispensable compte tenu de
l’information qu’il peut y être retrouvé. En effet, la variation de certains éléments
peut permettre de déduire les différents processus qui ont eu lieu à la source de la
formation du protolithe de la semelle. La confection de diagrammes normatifs des
terres-rares et étendus permet ces études (Sun et Mcdonough, 1989). D’une part,
un enrichissement des éléments légers des terres-rares (LREE) permet de
discerner plus facilement le protolithe de la séquence. Par exemple, un diagramme
des ETR montrant un patron en forme de U associé aux roches de type boninitique
est produit par l’effet de la fusion partielle d’un manteau fortement appauvri et
métasomatisé par des fluides de zone de subduction (Farahat, 2011). Farahat
(2011) a aussi montré l’association entre la variabilité du motif des LREE d’une
amphibolite et l’intensité de la fusion partielle de la source.
Peu d’études ont été réalisées au sujet des éléments traces sur la plupart des
semelles métamorphiques amphibolitiques associées aux différents complexes
ophiolitiques des Appalaches. La plupart des études géochimiques ayant été
réalisées à partir des éléments majeurs, l’information obtenue sur le protolithe et
l’environnement géodynamique est dans plusieurs cas déficiente. L’étude des
éléments traces a permis de caractériser du point de vue de l’environnement
géodynamique l’amphibolite associée au complexe de Guira de Jauco dans l’est
de Cuba et déterminer son association avec un MORB (Mid-Ocean-Ridge-Basalts)
formé en environnement de suprasubduction. Cette affirmation est basée, entre
autres, sur des concentrations anomaliques spécifiques d’éléments traces tels que
l’Eu, Nb, Ta, les HFSE, LREE et HREE (Lázaro et al. 2013).
27
Les études en éléments traces sur la semelle de la Zone de Suture de Yarlung
Zangbo ont aussi permis de mieux définir l’environnement géodynamique dans
lequel a été formé le protolithe de la semelle (Guilmette et al. 2012). L’étude des
ETR montre qu’il n’y a pas de variation en ces éléments entre les échantillons
fortement métasomatisés et ceux non-métasomatisés. Il est possible d’en déduire
que le métasomatisme a affecté au même degré toute la séquence et considérant
que les ETR ne sont pas mobilisés, le contenu en ETR serait donc représentatif de
l’histoire magmatique du protolithe. L’appauvrissement observé en terre-rare
légères est caractéristique des roches de type N-MORB. La variation positive
d’éléments traces tels que le Nb et le Zr dans certains échantillons pourrait être
causée par l’influence d’un panache mantélique ou d’un point chaud (Guilmette et
al. 2012). Pour d’autres échantillons, une anomalie négative en Ta, en Nb ainsi
qu’en Ti, couplée à une anomalie négative en LREE pourraient témoigner en
faveur d’un environnement de zone de suprasubduction (Guilmette et al. 2009).
Cependant, encore une fois, il faut prendre en considération lors de l’étude de
l’environnent géodynamique du protolithe de la semelle que le métasomatisme
intense durant la phase rétrograde pourrait avoir affecté la composition en
éléments traces (Guilmette et al. 2012).
28
Chapitre 2: Article scientifique
Igneous petrology of the metamorphic sole at Belmina
Ridge, Thetford Mines Ophiolite Complex, (TMOC),
Canada
Introduction à l’article
L’article scientifique de ce chapitre sera soumis en 2015 au journal Lithos de
Elsevier. Cet article est présentement sous révision en vue d’une future
publication. Le premier auteur de cet article est Jean-Daniel Fortin Rhéaume,
étudiant à la maîtrise en science de la Terre et auteur de ce mémoire. Le
deuxième auteur est Réjean Hébert, directeur de ce projet de maîtrise, directeur de
la recherche du secteur minéral du Centre de technologie minérale et de plasturgie
de Thetford Mines et professeur associé du département de géologie et de génie
géologique de l’université Laval. Le troisième auteur est Carl Guilmette, professeur
adjoint du département de géologie et de génie géologique de l’université Laval. Le
quatrième auteur est Jaroslav Dostal, professeur au département de géologie de
l’université St-Mary’s à Halifax.
Cet article débutera par une présentation du contexte géologique, de la
pétrographie et de la nomenclature des différents minéraux retrouvés dans
l’amphibolite de la Colline de Belmina. Le cœur de cet article portera sur la
géochimie en éléments traces et les différentes anomalies en éléments traces
mobiles et immobiles. La discussion et la conclusion porteront sur l’application de
ces différentes anomalies en lien avec une discrimination géodynamique. Deux
analogues modernes possiblement représentatifs de la formation d’une telle
séquence seront présentés.
29
Igneous petrology of the metamorphic sole at Belmina
Ridge, Thetford Mines Ophiolite Complex, (TMOC),
Canada
Fortin-R., J-D*a; Hébert, R.b, Guilmette, C.a, Dostal, J.c
aDépartement de géologie et de génie géologique, Université Laval, Québec, Qc.,
Canada, G1K 7P4
bCentre de Technologie Minérale et de Plasturgie, Thetford Mines, Qc., Canada,
G6G 1N1
cDepartment of Geology, Saint Mary's University, Halifax, NS,Canada, B3H 3C3
*Corresponding author. Tel.:1-418-656-2131 # 12710
E-mail address: [email protected]
30
Abstract
Belmina Ridge, western part of mantle section of TMOC in Quebec Appalachians,
is located around 120 kilometers south of Quebec City. By studying the 800 m thick
amphibolitic sole associated to the obduction of an ophiolitic complex underlying
this part of the complex, we intend to determine the protolith of this metamorphic
sequence and the geodynamic environment in which the ancient oceanic basin has
evolved during closure of Iapetus proto-ocean. Some minerals, such as chlorite,
are interpreted as retrograde minerals formed during exhumation of the sole. On
the other hand, minerals like hornblende, garnet, clinopyroxene, etc., are mostly
prograde and show a strong metamorphosed texture formed during early stage of
subduction before exhumation. Twenty-two thin sections analyzed by microprobe
have proven presence of mineral zonations in amphiboles and garnets interpreted
as results of internal diffusion during prograde evolution. Some thin sections might
show small partial melt textures around some grains. Thirty-three geochemistry
analyses based on major and minor elements show geochemical attributes of
primitive basalts and picro-basalts of the Low-K tholeiitic series. Based on
discrimination diagrams, some amphibolites show a similar REE patterns to E-
MORB involving possibly OIB enrichment. Such enrichments of LREE values are
also easily recognized in most REE patterns. LREE range from 6x rock/C1 to more
than 100x rock/C1 with a (La/Sm)Nc1 ratio around 0,8 to more than 3,5
characteristic of T-MORB to in excess of E-MORB values. Extended-spider
diagrams normalized to primitive mantle show that most of the samples have little
Nb-Ta positive anomalies that could be characteristic of OIB contamination and
strong Zr-Hf negative anomalies that could correspond to specific mineral
composition of the source. Preliminary geodynamic model, could involve thickened
OIB-modified arc crust generating typical OIB highs such as seamounts or
aseismic ridge that could perturbate plate subduction and control the exhumation
of the sole.
Key words: Ophiolite, Metamorphic sole, Amphibolite, E-MORB, OIB
31
2.1 Introduction
Suprasubduction-zone (SSZ) type ophiolites are interpreted as onland remnants of
oceanic lithosphere having initially formed in the extending upper plate of a
subduction zone. They are characterized by a Penrose-type structural architecture
and may show MORB-IAT-Boninitic geochemical crustal (Dilek and Furnes, 2011).
Suprasubduction-zone forearc ophiolites result from oceanic crust generation
during the closure of ocean basins and mark major subduction initiation events
(Dilek and Furnes, 2010; Pearce and Robinson, 2010; Dilek and Furnes, 2011).
Most of the classical ophiolite complexes like Troodos, Oman and Bay of Islands
ophiolitic complexes, are of SSZ type (Casey et al. 1985; Dilek et al. 1990; Dilek
and Furnes, 2009; Dewey and Casey, 2013). The idealized rock sequences may
contain, from top to bottom, abyssal sediments like radiolarian cherts, pillow lavas,
a sheeted dike complex, some massive gabbro and felsic intrusives, layered series
of mafic and ultramafic cumulate rocks, ultramafic tectonites with pods of dunites
and chromites, and a metamorphic sole in thrust contact with continental
metasediments and sometimes crystalline basement. This complete sequence is
rarely found, only parts of it can be mostly recognized on field outcrops.
This paper will be based on the study of a metamorphic sole sequence, part of an
ophiolite complex. Metamorphic soles are studied for the geodynamical information
that they can keep about age of the ophiolite formation, cooling and exhumation.
Metamorphic soles studies are also important for the geochemical information that
they can keep about the origin of the sequence. Most of previous works done on
metamorphic soles from the Appalachian Mountains include petrography, dating
and thermobarometry (Feininger, 1981; Clague et al. 1981; Lux, 1986; O’Beirne-
Ryan et al. 1990; Tremblay, 2011; De Souza et al. 2012). By now, it is well known
that metamorphic sole sequences are often formed in suprasubuction zone (SSZ)
environment. Working on a trace elements geochemical basis, with new analytical
techniques that were not available thirty years ago, could bring new information on
32
the protolith and the geodynamical SSZ environment in which the metamorphic
sole of Belmina Ridge has probably evolved.
Thetford Mines Ophiolite Complex (TMOC) is part of the Appalachian Mountains
chain that contains many different ophiolite complexes. The most well known are
those associated with the chrysotile exploitation in the last centuries. The Asbestos
Complex and the Thetford Mines Complex are those that have been the most
studied (Laliberté et al. 1979; Hébert and Laurent, 1989; Schroetter et al. 2003;
Bédard et al. 2008; Pagé et al. 2008). Crustal units, dykes complex and mantle
sequences have been well studied on petrological, dating, geochemistry and
geodynamical basis. Really few works have spoken about the metamorphic soles.
There are only few studies on petrography, dating and thermobarometry (that could
have been misinterpreted due to analytical process and barrovian facies
interpretation used in their conclusion). Like many other works around the world on
metamorphic soles, previous protolith study on Belmina Ridge metamorphic sole
was mostly based on few samples that have been analysed on major and minor
elements. The previous information given by those analyses allows only partial
understanding of the protolith.
This is why the main goal of this paper will be to determine the protolith of the
Thetford Mines metamorphic sole sequence, mainly based on trace elements
geochemistry. Elements that are useful for geodynamical discrimination as large
ion lithophile elements (LILE), high field strength elements (HFSE) and the
fourteen rare-earth elements (REE) will be described in details. A second goal will
be to find models in which this new geochemical information could be added to the
already known Iapetus Ocean basin geodynamic.
33
2.2 Geological setting
The Belmina Ridge metamorphic sole is located in the Appalachian Province
approximately 120 kilometers south of Quebec City. The sole is located between
two of the mains geological sequences of this Province. The first one, to the north,
is the Cambrian-Ordovician Humber Zone, known as a remnant of the Laurentian
continental margin (Williams, 1979; Tremblay et al. 2011). The second, to the
south, is the Dunnage Zone, known as the adjacent oceanic domain of the
Laurentian continent. The contact between those two main sequences is known as
the Brompton-Baie-Verte line. This line has the particularity to presents many
ophiolite complexes, sometimes well-preserved, others dismembered. To name
some of those allochthonous ophiolite complexes located on, or close, to the
Brompton-Baie-Verte line, there is the Mont Orford (David and Marquis, 1994),
Asbestos and Thetford Mines Complexes (Dunning et al. 1986; Hébert and
Laurent, 1989; Whitehead et al. 2000), Brompton Lake (Daoust, 2007) and finally
Mont Albert in the Gaspesian region (O’Beirne-Ryan et al. 1990). Those complexes
have been set up by the Ordovician Taconian orogeny, started about 504 million
years ago at the beginning of Iapetus Ocean closure. Closure of the Iapetus ended
about 440 million years ago (Williams, 1979; Tremblay, 1992). Those geological
ophiolite sequences have been deformed by a second, Devonian orogeny, named
the Acadian orogeny. All those ophiolite complexes have been dated whether by
U/Pb on zircon from plagiogranites or by 40Ar/39Ar on amphibole and mica from
metamorphic sole sequences located under some ophiolite complexes. Every
dating on metamorphic sole falls in the range of the closure of Iapetus Ocean.
Mont Orford ophiolite is presumed to be older than 504±3 Ma (David and Marquis,
1994) and Thetford Mines and Asbestos respectively 479±3 and 478 +3-8 Ma
(Dunning et al. 1986; Whitehead et al. 2000). When compared together on the
basis of geochemical, petrological, dating and stratigraphical analyses, all those
ophiolites show similarities that could suggest they have been correlative segments
of an oceanic lithosphere from a forearc setting. Diachronism between dating
34
results of those sequences could be caused by variation of the geometry of the
continental margin of Laurentia continent (De Souza et al. 2012).
2.2.1 Belmina Ridge regional geological setting
Belmina Ridge is the western part of the Thetford Mines Ophiolite Complex
(TMOC). It is an ultramafic peridotitic massif composed of harzburgite, lherzolite
and dunite that present widely spread alteration to serpentine (Feininger, 1981;
Clague et al. 1981). Either there is some samples containing well preserved olivine
and spinel crystals (this study). To the west, there are the Caldwell schist
(Laurentia continental margin), part of the Humber Zone, mostly constituted of
schists, sandstones, slates and conglomerates (Tremblay, 1992). To the east, the
TMOC is on contact with the Saint-Daniel mélange, part of the Dunnage Zone (the
adjacent oceanic domain), formed of blocs of sandstone, volcanic rocks, granite,
gabbro and serpentine (Tremblay, 1992). Figure 2.1 shows the geological map of
the Belmina Ridge locality.
2.2.2 Metamorphic sole setting
Between the peridotitic massif of Belmina Ridge and the Caldwell schist is located
the metamorphic sole known since late 1970s. This sole have been studied more
carefully by two groups of geologists, both in 1981 (Feininger, 1981; Clague et al.
1981). The metamorphic sole is oriented north-south on a length of five to six
kilometers by a width of 800 meters. Mostly, both groups of geologists worked on
mapping, thermobarometry and dating. By thermobarometric studies, those two
groups have proven the presence of an inverted metamorphic gradient within the
sole, a particularity of metamorphic soles. To the west, on contact with the Caldwell
schist (cold continental margin rocks) both groups of geologists have proven by
thermobarometric studies that metamorphic temperature was around 500°C for an
estimated pressure, assuming a barrovian series of 500 MPa. Pressure and
35
temperature are gradually higher toward the sequence profile up to 800°C and 700
MPa at the contact with the assumed warm peridotite (Feininger, 1981; Clague et
al. 1981). According to the this temperature Feininger (1981) evaluated that a
thermal gradient of 40°C by kilometers was necessary to reach temperatures as
high as 800°C with an overlying ophiolite sequence of twenty kilometers. Only five
kilometers thick mantle sequence is present on the field (Tremblay et al. 2011).
This metamorphic sole is formed of three major minerals association. Closer to the
upper contact, higher is the grade of mineral associations and metamorphism
(greenschist at lower contact and high-amphibolite facies at upper contact). The
first and main mineral association is an hornblende-epidote amphibolite, the
second one is an hornblende-epidote-garnet amphibolite and the third association
is an hornblende-epidote-garnet-clinopyroxene amphibolite. This metamorphic
sequence is completely recrystallised, without any primary texture and mineralogy
preserved (Feininger, 1981; Clague et al. 1981; this study).
Based on few geochemical analyses on major and minor elements, Feininger
determined that the protolith was oceanic basalts metamorphosed to a high
gradient. On the other hand, this protolith is probably incomplete given that really
few trace elements as rare-earth elements (REE), large ion lithophile elements
(LILE) and high field strength elements (HSFE) have been studied and compared
with modern analogs. By now, we know that those elements or elements ratios are
really important on determination of a protolith by the fact that they are often
characteristic of many different tectonic environments considering if they are
enriched or depleted (Pearce, 2008; Saccani, 2014). For instances, lots of those
elements as REE and HFSE are known for their immobility during metamorphic
processes. Others, as LILE are known for their mobility during metasomatism
processes.
36
It is known that at the lower contact, rocks have undergone greenschist facies
metamorphism and at the upper contact, probably more than an amphibolites
metamorphism facies close to the granulites facies. Metamorphism element
mobilization needs to be discussed for the entire sequence. According to major
elements it is well known that some of them can be mobile with the presence of
metamorphism process. For instance, major elements as Ca, Na and K are mostly
mobile and others like Al, Ti and Mn are known for their immobility. These
elements have more chance to represent the protolith in the case of rocks that
have undergone high grade metamorphism (Pearce, 1976; Gélinas et al. 1982;
Rollinson, 1983). Another process that have to be taken in consideration is the
presence (or not) of hydrothermal systems close or by sole formation.
Hydrothermal systems could mobilize elements as Si, Fe and Mg and some trace
elements.
In the case of this study, the interpretation of the geochemistry will be concentrated
around trace elements. It is well known that large ion lithophile elements (LILE: Ba,
Cs, Rb, Sr, K) are mobile throughout sea-floor alteration when hydrothermal
process and metamorphism are involved (Condie, 1989). However, high field
strengh elements (HFSE: Ta, Nb, Zr, Hf, Th and REE) are mostly considered as
immobile under the influence of metamorphism and chemical weathering (Asadi
and Rajabzadeh, 2014). Increase in the grade of metamorphism, for instance
amphibolite to granulite facies, could cause an expansion of immobile elements
mobility in subduction zone. Barry et al. (2006) have shown how some specific
tectonic environments like high temperature subduction zone could impact on the
mobility of HFSE as Hf. Those elements are really important in determination of a
protolith affected by metamorphism processes because of the mobilisation (or not)
of some elements that are characteristic of different geodynamical environments.
Variation of LILE and HFSE concentration (decrease or increase) can justify
affinities to different geodynamical environment like islands arc subduction zone,
continental arc subduction zone or intraplate volcanism.
37
2.3 Petrography and SEM-MLA
In terms of petrography (macro and micro), twenty-seven amphibolites samples
have been analyzed. Amphibolites have shown, as said by Feininger (1981) and
Clague et al. (1981) three main associations. The first minerals association and
accounting for 70% of the thin sections analysed with classical microscope is made
of a coarse to fine grained hornblende-epidote amphibolites. The second one is
made of fine grained hornblende-epidote-garnet-porphyroblast amphibolites. The
third association is made of fine to medium grained hornblende-epidote-garnet-
clinopyroxene amphibolites. All those associations also contain a variable amount
of accessory minerals as titanite, chlorite, feldspars (mostly altered), rutile, ilmenite,
apatite, etc. There are no primary minerals and no primary textures, it is completely
recrystallized. More than 90% of the minerals found in the amphibolites are
prograde minerals (Feininger, 1981; this study). The hornblendes, the garnets, the
epidotes and the clinopyroxenes are mostly prograde minerals while chlorite and
few other trace minerals are retrograde. From the lower temperature/pressure
contact with the Caldwell schist (greenschist facies) to the upper contact with the
TMOC peridotite the metamorphic grade increase. It is reflected in the
mineralogical assemblage of the sequence with an increase of high grade minerals
like clinopyroxenes and garnets closer to the upper contact. Garnets seem to be
more concentrated in enriched bands; attributed to reequilibration with circulating
Mg-Fe enriched metasomatic fluids. Petrological studies have also pointed
evidence of interesting metamorphic textures as titanite corona around rutile
minerals and epidote-quartz symplectite grows, always associated to garnet
porphyroblasts. Finally, there are some textural and chemical zonations in
amphiboles and garnets minerals. Representative thin section pictures for each of
the three types of amphibolites and of interesting metamorphic textures are
presented at figure 2.2.
38
SEM-MLA analyses performed on two thin sections (13-BEL-13 and 13-BEL-24) at
Memorial’s University have given the exact modal count of each mineral
represented in two thin sections that are representatives of the Grt-Cpx
amphibolites assemblage. Thin section 13-BEL-13 has shown a count of 62%
hornblende; 24% garnet; 4% epidote; 3% titanite; 2.5% clinopyroxene; 2.5%
feldspars & less than 2% of other minerals as chlorite, carbonate, apatite and rutile.
Thin section 13-BEL-24 has shown a composition made of 56% hornblende; 15%
garnet; 13% clinopyroxene; 7% epidote; 4% feldspars; 2% titanite & less than 2%
of other minerals as chlorite, carbonate, apatite and rutile. These assemblages
probably represent the higher grade of metamorphism that can be found in the
metamorphic sole caused by the proximity of the upper contact with the peridotitic
mantle.
2.4 Mineral chemistry
Analytical method
Microprobe analyses on major elements were performed on amphiboles, garnets
and pyroxenes at Laval university microprobe laboratory. Analytical conditions
were 15 kV, 20 nA with a counting time of 20s on peaks and 10s on background.
Calibration standards used were generally simple oxides (GEO Standard Block of
P&H Developments), or minerals where needed (Mineral Standard Mount
MINM25-53 of Astimex Scientific Limited; reference samples from Jarosewich et al.
1980). Data were reduced using the PAP model (e.g. Guilmette et al. 2012).
Results
Amphiboles from the metamorphic sole show a wide range on composition. Those
from the hornblende-epidote amphibolites are mostly magnesio-hornblende;
tschermakite, pargasite & magnesio-hastingsite with a silica content of 6 to 7.5 and
an Mg# from 62 to 82. Those from the hornblende-epidote-garnet amphibolites are
39
mostly magnesio-hornblende to tschermakite with a silica content of 6 to 6.75 and
an Mg# of 55 to 95. Finally, those from the hornblende-epidote-garnet-
clinopyroxene amphibolites are magnesio-hornblende to tschermakite with some
pargasite and magnesio-hastingsite with a silica content from 5.9 to 7.2 and an
Mg# from 55 to 75. Most common overall amphiboles are fine to coarse grained
green hornblendes and tschermakitic-hornblendes. Amphiboles from samples
closer to the peridotitic massif contact became darker brown pargasite.
Clinopyroxenes are mostly fine to coarse grained hypidio to xenoblastic augites
and diopsides. There is no sign of omphacitic pyroxene that could be attributed to
an eclogite facies. Hypidioblastic epidote minerals are also easily recognizable by
the presence of the harlequin texture.
Garnets show a composition variation of Alm35-58Py9-39 Gr13-36 Sp0-8And0-5. Many
garnet minerals also show a chemical zonation from core to rim. They mostly show
the same patterns with a decrease in almandite and spessartite components and
an increase of pyrope and grossular components which is characteristic of
chemical diffusion within prograde evolution of the garnet (Parkinson, 2000). This
zonation is also recognizable under the microscope with variation of inclusions
(plag, ep, qz, etc.) concentration in some garnet grains. In some garnet minerals,
inclusions are more concentrated in the core of the mineral and in some others;
inclusions are more concentrated to the rim.
2.5 Geochemistry
Analytical method
Whole-rock chemistry was performed by two laboratories, first one, Activation
Laboratories Ltd., On, Canada and the second, at St-Mary’s University, NS,
Canada. At Activation Laboratories Ltd., major elements were analysed by fusion-
40
inductively coupled plasma (Fus-ICP). Method involves mixing of 0,2g of sample
fused with a mixture of lithium metaborate/lithium tetraborate. Molten mixture is
poured into 5% acid nitric solution and shaken until dissolved. Sample analyses
are run on a Varian Vista ICP. Base metals and selected trace elements (including
14-REE) elements were analysed by total-digestion inductively coupled plasma
(TD-ICP) and INAA. TD-ICP method involves digestion of 0,25g of the sample with
four acids; hydrofluoric, mixture of nitric and perchloric, and finally, after a dryness
period, samples are brought back into hydrochloric acid solution. Instrumental
Neutron Activation Analysis (INAA) was performed following Hoffman, (1992)
method for some elements. View Actlabs 4E-Research methods for complete
description of each method. At the Regional Geochemical Centre, Saint Mary's
University (Halifax, Nova Scotia) the concentrations of major elements and some
trace elements (Ba, Sr, Rb, Zr, Nb, Y, Cr, Ni, Co, V and Zn) were determined by X-
ray fluorescence. Analytical errors were determined from replicate and USGS
standard rock analyses. They are ± 2% for the major oxides and between 5% and
10% for minor and trace elements (Dostal et al. 1986). Complete analytical
procedure is described in Dostal et al. (1986).
2.5.1 Major and minor elements
Major and trace elements data for every group of amphibolites are shown in tables
2.1, 2.2 and 2.3. In a first step, major and minor elements nomenclature need to be
discussed before entering the geodynamical determination of the protolith. For the
global nomenclature, the TAS (Total Alkali-Silica) diagram (Na2O+ K2O vs. SiO2),
Mg# vs. SiO2/Al2O3 diagram and the K2O vs. SiO2 diagram will be used.
Total-Alkali-Silice (TAS) diagram
All groups of amphibolites are characterised by a variation of the SiO2 content from
42% to 51% and a low content of alkali component (Na2O+K2O) from 1.0 to 3.5%.
41
The first thing that is easily recognized on this diagram (figure 2.3) is that every
amphibolites fall in the field of picro-basalts and basalts without any trend or
correlation with the mineralogical assemblage (hornblende-epidote amphibolites,
hornblende-epidote-garnet amphibolites or hornblende-epidote-garnet-
clinopyroxene amphibolites). The TAS diagram seems to show that no enrichment
of the alkali component is involved in the formation processes. Of course,
weathering or chemical alteration could have lowered values of those elements
that are easily mobilized (Condie, 1989). If those rocks have undergone any
alterations of the alkali elements component, probably that the whole sequence
has gone through the same patterns of mobilisation because every samples fall in
the same range of composition. Finally, alteration of those particular elements (Na-
K) will not have any effect on the final protolith given the fact that, in this study, the
protolith and geodynamical environment determination will be based on trace
elements.
Mg# vs. SiO2/Al2O3 diagram
This diagram is pretty important because they show if samples are formed by
cumulate processes. If they were showing this kind of process, samples would be
withdrawn from the geodynamical analyses because they could not represent the
primitive basalts required for our investigation. The figure 2.4 shows this diagram.
The Mg# range is from 48 to 73. Al2O3 content varies from 12.2% to 18.4% and
SiO2/Al2O3 ratio varies from 2.7 to 3.9. The first thing that can be noted is that
almost all samples fall in the field of primitive basalts, as hoped. It also shows that
there are some samples that fall on the tholeiitic trend. The most important
information from this diagram is that there is no accumulation of any minerals, as
pyroxene, garnet, plagioclase or Fe-Ti oxide, involved in the formation of this
sequence. Maybe two samples in the upper left of the primitive basalt field could be
interpreted as altered samples referring to classical microscopy analysis and
Guilmette (2010).
42
K2O vs. SiO2
To conclude with the major elements, the diagram of K2O vs. SiO2 (figure 2.5)
gives us the confirmation that almost every sample fall close or by the Low-K
tholeiitic series field. K2O shows really low value from 0.01 to 0.5. These low
values with the low values of SiO2 make interpretation of the K2O vs. SiO2 diagram
more complex. Fields proposed by Le Maître et al. (1989) need to be extrapolated
to lower SiO2 content values. This way, separate results in the four different
magmatic fields will be easier. Nevertheless, once again we have to keep in mind
that those low values in potassium could be attributed to the high mobility of the
potassium in metamorphic and altered environments (Condie, 1989). Anyway, they
all fall in the field of Low-K tholeiitic series with a low content in silica component
and once again, without any correlation with the mineralogical associations.
2.5.2 Trace elements
Determination of the protolith will be made using geodynamic discrimination based
on trace elements geochemistry data. According to the Mg# vs. SiO2/Al2O3
diagram, almost every samples represents primitive basalt, so they all can be used
for trace elements discrimination. Unlike what has been done in the past by
Feininger (1981) and Clague et al. (1981), trace elements instead of major and
minor elements will be used for the geodynamical protolith discrimination.
Data from trace elements analysis for the three groups of amphibolites (Hbl-Ep,
Hbl-Ep-Grt, Hbl-Ep-Grt-Cpx) are characterized by lot of variations. On the REE
diagram normalized to Chondrite C1 (figures 2.6A and B), light rare-earth elements
(LREE) shows an enrichment compared to MREE and HREE with an (La/Sm)Nc1
ratio from 0.8 to more than 3.5. It is well know that a La/Sm ratio less than 0.7 is
characteristic of N-MORB value and a ratio of more than 1.8 is characteristic of E-
43
MORB value (Schilling et al. 1983). HREE mostly show a flat pattern. Those
patterns, flat HREE and enrichment in LREE have been found in some other
Appalachian formation, attributed to the opening of the Iapetus Ocean. Stowe
formation, Pinney Hollow formation and Hazens Notch formation are all associated
to different stages of the opening of the Iapetus Ocean. These three formations
show some variations according to the LREE from 5x Rock/C1 to more than 80x
rock/C1 (figure 2.6B). Explications for these enrichments involve association to old
OIB plume that have contaminated those sequences and probably favored early
stage rifting of the Iapetus Ocean (Coish, 1997). With this comparison we can see
that our metamorphic sole sequence, based on REE, shows the same patterns of
enrichment. Such enrichments could be caused by the proximity of a mantle plume
that has contaminated the source of our sequence. Another comparison is
proposed within this diagram. These time comparisons with some Appalachian
crustal ophiolitic units have been made (figure 2.6A). Tibitt Hills volcanic units field
show a strong enrichment in LREE that is typically OIB (figure 2.6B) (Abdel-Fattah
and Kumarapeli, 1999). Our sequence doesn’t show an enrichment as high as the
Tibbit Hills volcanic units that is considered as a purely OIB trend. In this way we
can’t argue that Belmina Ridge metamorphic sole is a purely OIB sequence but
maybe more likely some sequences mix involving an OIB component.
Spider-diagram
Spider-diagrams (figures 2.7) are made of trace elements and REE placed by
incompatibility order. Some elements as U and K have not been placed on this
diagram because of the potentially high mobility of those two elements during
metamorphism and hydrothermal alterations. Using those highly mobile elements
in our diagram could increase the complexity of interpretation by creating some
false anomalies with adjacent elements. Only strontium that shows the same
mobilisation property has been plotted in the diagram.
44
Using a diagram with previous REE with some extended trace element give lot of
information. When all samples are placed in the same diagram the first thing that
can be seen is a huge Zr-Hf negative anomaly represented in every sample. A
second negative strontium anomaly is represented in almost every sample. The
strontium negative anomaly is probably caused by the high mobility of this element
during alteration and metamorphism processes. A slight but present negative Ta-
Nb anomaly is also recognized in some samples (mostly does from the garnet
amphibolites assemblage) but most (70%) of the amphibolites trace elements
patterns show a minor positive Nb-Ta anomaly. LILE doesn’t show any particular
increase or decrease. Finally, there’s no fractionation of the Eu2+ and Lu.
According to those elements, there are probably no mineral phases as plagioclase
feldspars and garnet accumulation in the source of these rocks.
On the base of specific anomalies, the spider diagram containing all samples can
be separated in three groups. Almost all samples in those three groups show the
strong negative Zr-Hf anomaly. They also show, in most samples, a strong
negative Sr anomaly, as said before, probably caused by the high mobility of this
large ion lithophile element during metamorphism and alteration processes. In the
range of Nb-Ta it is quite hard to understand because it is pretty random. This is
why analyses have been separated in three groups based on the Nb-Ta
anomalies.
The first one group (figure 2.7B) is made of almost 70% of all amphibolites
samples analysed. It shows, as said before, two strong negatives anomalies, one
in Zr-Hf and one in Sr. The main characteristic of this group is the presence of a
slight but present positive Nb-Ta anomaly found in many samples. This positive
anomaly of Nb-Ta is sometime characteristic of an OIB contamination by a plume
or seamounts (Condie, 1989). Once again, it doesn’t seem to have any correlation
between mineralogy and geochemistry.
45
The second group (figure 2.7C) is made up from those who show a slight negative
Ta-Nb anomaly. There are six samples out of twenty-seven that show this negative
anomaly and curiously five of those six are associated to the garnet bearing
amphibolites. It is the only time where a mineral association seems to be correlated
with a geochemical pattern. Those negative anomalies in Nb-Ta are often
characteristic of volcanic arc affinities (Condie, 1989). This group also shows the
negative Sr and Zr-Hf anomalies with a slight Ti anomaly that most of others
samples doesn’t show at all. Once again a negative Ti anomaly coupled to a
negative Nb-Ta anomaly is characteristic of volcanic arc affinity.
The third group shows samples with strange patterns when compared to the two
last main groups (figure 2.7D). Mostly samples have less important Zr-Hf
anomalies than the last groups and the Sr anomalies are sometimes positive. They
don’t show any particular Nb anomaly. Mostly, tantalum and thorium haven’t reach
detection limits. Samples patterns look more like N-MORB types.
2.6 Discussion
As discussed before, rare-earth elements diagram shows a wide range of LREE
enrichment going from low T-MORB to more than E-MORB close to OIB values.
Mostly they show trends without anomalies of any elements. HREE mostly show a
flat pattern without fractionation of key elements as Yb and Lu, representative of
garnet minerals in the source.
On the spider-diagram, three main sequences have been recognized. The first one
shows trend that look like OIB contamination patterns. The second one shows Nb-
Ta and Ti concentration that could be associated to island arc basalts (IAB)
46
Samples in the last group look more like N-MORB patterns. Understanding all
anomalies found on spider-diagrams could be the key of the protolith
determination.
Zr-Hf anomaly
Zr-Hf anomalies aren’t something that has been much discussed in the literature.
Some works have proposed that this particular signature of those two HFSE, with
the similar behavior, is probably caused by some phase residues in the source of
the sequence. Rutile and zircon are some of those minerals that are proposed to
be enough stable to keep HFSE in their minerals throughout intensive melting into
subduction zones. Some authors have proposed few hypotheses about the way of
forming a negative Zr-Hf anomaly. Mostly they involve as said before, some
residual phases. Hollings and Kerrich (2000) have proposed that the fractionation
of a zirconium bearing phase such as amphibole and magnetite could cause this
kind of anomaly. Xie et al. (1993) have proposed deep melting segregation, at
great depths (more than 400 km), in sequences containing majorite garnet type.
Rubatto and Hermann (2003) have proposed the involvement of zircon as residual
phase (major host of Zr and Hf) in subducted basalt and sediments. Zircon
minerals are known for their stability at 800 to 900°C that controls Zr and Hf
liberated by fluids/melts interaction in subduction zone. Adakitic sequences from
volcanic arc, formed by melting of young subducted plates at lower temperature
than 800-900°C, sometime show this kind of anomaly resulting from unmelted
zircon phases in the source of magma (Wang et al. 2004). Finally, Wang et al.
(2004) proposed that an imprint of interaction between MORB-like melts and
subduction related melts could cause that signature. One thing is quite sure; this
sequence probably involves a complex history of formation. The geodynamical
processes that have produced these rocks probably have some specific mineral
phases in the residue of melting. It is the same process that can keep elements as
Yb and Lu in garnet phases (in the source) that produce negative HREE anomaly
in produced sequences (not our case).
47
Nb-Ta anomalies
There are two kinds of anomaly according to the Nb-Ta in the amphibolite samples.
The first and main one, grouping 70% of all analyses, is the one who shows a
positive Nb-Ta anomaly. Those positive anomalies, sometimes slight but present,
are mostly found in plume type geodynamical context. As it has been proven by
Pearce (2008), samples that shows Nb/Yb ratio greater than 1 are characteristic of
an imprint of OIB contamination. Belmina Ridge metamorphic sole samples shows
(Nb/Yb)Nc1 ratio variation from less than 1,5 to more than 4,7.
Six amphibolites analyses have shown slight negative anomalies. This kind of
negative anomaly recognized in some samples is probably related to a volcanic
arc/subduction zone. The cause of this negative anomaly found in almost all
volcanic arcs is still an interrogation. Some researcher has proposed same kind of
hypotheses as for Zr-Hf anomaly that is also HFSE. Involvement of residual phase
as rutile that retains Nb and Ta is the main hypothesis (Foley et al. 2000). Another
model would be melting of a mantle wedge following the enrichment of it in
incompatible elements due to previous hydrous fluid circulation from a subducted
slab, which cause the negative anomaly in Nb-Ta because those elements are not
easily transported by fluids. However, some research works also suggest that the
presence of rutile in the subducted slab is not necessary for the development of the
negative Nb-Ta anomaly (Baier et al. 2008). Baier et al. (2008) argue that the
negative Nb-Ta anomaly is due to the very low solubility of Nb and Ta in aqueous
fluid and the high solubility of these elements in aluminous clinopyroxene, rutile
and potentially other aluminous phases under relatively low pressure, in the
shallow part of the subduction zone.
48
2.7 Geodynamical discrimination
(La/Nb)N vs. (La/Sm)N discrimination diagram
This first discrimination diagram, from Guilmette (2010) shows all the information
obtained from the REE and Spider diagrams, both plotted in the same diagram
(figure 2.8). On the X axis, variation between the N-MORB pole and the enriched
type MORB/OIB pole are represented (information from REE diagrams). Those
who have shown the highest ratio of La/Sm will plot to the right side of the diagram
and the lowest ratio; to the left side. On the Y axis, it shows the variation between
samples who display positive or negative anomalies in Nb. Those who have shown
the lowest concentration in Nb compared to La will plot above the Y=1 axis in the
field of the volcanic arc signature. Those who have shown higher concentrations of
Nb, compared to La, will plot under the Y=1 axis in the field of the enriched-MORB
to OIB sources. On this diagram our samples mostly fall in the field of arc basalt
and on the array between N-MORB and OIB mostly close to the E-MORB pole
environment.
Cr vs. Y discrimination diagram
This diagram, from Pearce (1982) (figure 2.9), shows the relation between two
elements with low mobility. Samples with volcanic arc affinities can be separated
from those in the overlapping fields of WPB and MORB sequences. Almost every
amphibolite samples fall close, or in, the triple junction field. This triple junction field
is made of the volcanic arc field that overlap the MORB and the WPB fields.
Amphibolite samples show the same kind of variation that it can be observed in
sequences produced at the East-Scotia Ridge. The Cr concentration variation of
amphibolites samples is also similar to the variation observed in the Samoan
plume data, on a wide range, from less than 80 ppm to more than 700 ppm.
However, the variation of the concentration in Y is condensed in a small range,
between 20-45 ppm, range that is also close to the concentration of the Samoan
49
plume. This diagram shows an other example of the possibility that the
metamorphic sole is made of a complex mélange of sequences from three different
tectonic environments.
Zr/Y vs. Zr discrimination diagram
As discussed before samples from the metamorphic sole sequence have shown
some huge anomalies in HSFE, notably in Zr-Hf. The zirconium is one of the
immobile elements that are pretty useful in the geodynamic environment
discrimination. The Zr/Y vs. Zr diagram (figure 2.10) from Pearce and Norry (1979)
makes the discrimination between within-plate basalts, volcanic arc basalts and
MORB according to Zr concentration variation. There is also two overlapping fields
in this diagram; one between MORB-IAB fields and one between MORB-WPB.
Amphibolite samples mostly fall in the volcanic arc basalt, some samples in the
overlapping field of MORB and volcanic arc basalts and really few in other fields as
mid-ocean ridge basalts. There are some samples that plot outside of these fields
due to the really low Zr concentration. This point need to be discussed. As we have
seen from the Spider diagrams and the (La/Nb)N vs. (La/Sm)N discrimination
diagram, there is supposed to be some samples that falls in the field of within plate
basalt or in the field of MORB-WPB; enriched by an OIB component. As it is shown
on the Zr/Y vs. Y diagram, there is no sample in those fields and there are also no
samples that are close to them. There is some ambiguity interpreting this diagram.
Does interpretation of this diagram is affected by the strong Zr-Hf anomaly
observed on the Spider diagrams? Probably. At which order it is affected is the
questioning point. It is well known that subduction related basalts are affected by
some residual phases that affect HFSE concentration in produced sequences. The
really low concentrations observed in this metamorphic sole are probably not only
obtained by a link with subduction environment. It’s probably linked to a complex
history of formation involving different geodynamical environment with some HFSE
depletion processes.
50
2.8 Present day geodynamic analogs
The formation of the protolith of this metamorphic sole probably involves a complex
history that is difficult to identify. Three parts need to be considerate to create a
model that supports geochemical data. First thing required is the presence of a
plume component that has been recognized in almost all samples analysed.
Second, is the presence of an island arc/subduction zone component and the third,
the N-MORB component. Any model proposed to the formation of this protolith will
include those three components.
First analogs
The first present day analog that could show the same geochemistry signature is
located in the East Scotia Sea in south Atlantic. The geochemistry of the South
Sandwich Islands and the east Scotia Sea could present some analogy with data
observed in the Belmina Ridge metamorphic sole geochemistry. A model
presented by Livermore (2003) explains how basalts and andesites associated to
the East Scotia spreading oceanic ridge have produced different geochemical
signatures within few millions years. In fact, this ridge has produced basalts with
geochemical signature of N-MORB associated to normal back arc setting but also
some basalts and andesites showing contamination characteristics of island arc
and/or OIB components. Many samples from the spreading ridge show negatives
Nb, Ta and Ti anomalies that are almost always present in lavas produced in
volcanic arc setting. The South Sandwich volcanic arc is considerate as the source
of this arc contamination given the fact that the ridge is located at only 250
kilometers in the back-arc. This Ridge also shows some geochemical
characteristics of an OIB contamination probably generated by the presence of a
volcanic plume. This plume, the Bouvet plume, is located at more than three
hundreds kilometers. With the particular setting of the subduction zone, it appears
51
to have in influx of an OIB contaminated mantles by the side of the subduction
zone that impact on the geochemistry of the ocean ridge basalts. This
contamination, with an increase of high field strength elements as Nb and Ta, is
found in the oceanic basalt geochemistry produced at the East-Scotia oceanic
ridge (Livermore, 2003).
Belmina Ridge metamorphic sole also show these three types of geochemical
signatures. Taking in consideration that it is a metamorphic sequence strongly
deformed and metamorphosed it is hard to approximate the length and the
thickness of this sequence prior the sole formation. When data obtained from
Belmina Ridge geochemistry are compared with data from East Scotia Sea
samples ((La/Nb)N vs. (La/Sm)N and Cr vs. Y discrimination diagrams), they show
almost the same patterns. Some samples with N-MORB affinities, some with island
arc affinities and others, with OIB characteristics. This first hypothesis take into
account that the Belmina Ridge metamorphic sequence probably came from
oceanic seafloor basalts that have probably been produced at an oceanic ridge
with a complex history. A segment of these oceanic seafloor mélange basalts is
brought into a subduction zone and is underplated to the overlying mantle
peridotite; where it is strongly deformed and metamorphosed. Finally, the high
amphibolite-granulite facies metamorphism may have erased every primary texture
and mineralogy prior the obduction and exhumation of the sole, around 465 Ma
ago.
Second analog
The second present day analog proposed shows a way of formation that is
completely different. It is located in south east pacific ocean. The hypothesis came
from the subduction of the Louisville seamounts chain that enters the subduction
zone of the Tonga-Kermadec volcanic arc. In this case, the N-MORB
characteristics would came from seafloor basalts produced at an N-MORB ridge
52
located in the east pacific. In this hypothesis, unlike the first one, the volcanic arc
affinities would came directly from the volcanic arc overlying the subduction zone.
Some materials of the Tonga-Kermadec volcanic arc would be incorporated into
the subduction zone with the subducting plate. In this case the negative Nb-Ta
anomaly isn’t produced by fluid circulation contamination (first analog) but rather
come directly from volcanic arc rocks incorporated into the subduction zone. In this
setting, the OIB signature would be produced by subduction of fragments of a
seamount; formed by a mantle plume thousands of kilometers away of the
subduction zone.
This second hypothesis also shows a characteristic that the first one doesn’t. In
fact, it is well known that subduction of seamounts or oceanic ridges is really hard
and it creates aseismic gap in the volcanic arc. The subduction of the Louisville
seamount chains produces huge perturbations into the volcanic arc for almost 350
kilometers length by 70 kilometers deep in the volcanic arc. That could be an
interesting setting for the formation of many ophiolite complexes in a range of few
hundred of kilometers, as we can see in the Appalachian Mountains. In this model,
the N-MORB and OIB signatures would come from the subduction of an oceanic
plate with both signatures associated to the incorporation of some fragments of the
volcanic material (IAT signature) that overlying the subduction zone. These three
components could be mixed, deformed and metamorphosed in the subduction
zone where none of the primary texture and mineralogy could be preserved. This
deformed and metamorphosed mélange could be underplated to the ophiolitic
mantle and finally, form the metamorphic sole with OIB-IAT-MORB signatures.
Those two hypotheses are completely different in terms of the components
involved in the formation of the metamorphic sole. The first one would be a
metamorphic sole made from a portion of oceanic seafloor basalts produced by
few million years at an oceanic ridge producing the three different protolith. That
53
ridge would produce by some millions years materials of each signature in a
specific tectonic environment such as the East Scotia Sea. This sequence could be
strongly deformed and metamorphosed during subduction process. The second
hypothesis would be a metamorphic sole formed by a mixing into the subduction
zone of three different protolith previously produced in three different settings as
parts of OIB seamounts, parts of a volcanic arc and parts of an N-MORB seafloor.
2.9 Conclusion
This paper is the first one that is specific to the geochemistry of a metamorphic
sole from the Appalachians Mountains. Samples collected from field works have
shown small range of variation according to the mineralogy (mostly hornblendes,
epidotes, garnets and clinopyroxenes) but a wide range of variation according to
the geochemistry of HFSE, LILE and REE. It has been shown that within few
dozen meters, it is possible to encounter every types of minerals association but
also every type of geochemical characteristics described before (OIB, IAB, MORB),
probably caused by the highly deformed and metamorphosed sequence. The
geochemistry of the metamorphic sole has shown the high probability of an
association with an oceanic plume setting that has caused the positive Nb-Ta
anomaly in almost every sample. As it is possible to see in modern tectonic, that
plume would have contributed to the contamination of the ocean crust that have
been subducted an accreted under the overlying plate, forming the metamorphic
sole. Two hypotheses have been described for the income of this contamination to
the metamorphic sole, first one, by a mixing of N-MORB, IAB and OIB derived
fluids produced in a short period of times at an oceanic ridge. The second would be
made by mixing into the subduction zone of three different protolith made of island
arc materials, segments of N-MORB seafloor and parts of a subducted seamount.
This information bring the final hypothesis of the presence of a mantle plume in
Ordovician times, close (could be more than thousands of kilometers, as we have
seen with the Bouvet plume contamination) or by the Iapetus oceanic plate that
54
has disappeared into the subduction zone. Is it the same hot spot that has
contributed to the opening of the Iapetus Ocean as proposed by Coish (1997)? Is it
the signature of the Super-plume events as proposed by Barnes (2004b)? Finally,
is it simply a new Ordovician hot spot that hasn’t been reported yet?
Acknowledgements
This research was supported by NSERC Discovery grant to R. Hébert. The authors
would like to thank M. Marc Choquette for performing microprobe analyses. We
would also like to thank M. Edmond Rousseau for the preparation of thin sections
used in this project.
55
2.10 References
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61
2.11 Figure captions
Figure 2.1 : Geological map of Belmina Ridge locality. Caldwell Schist continental
meta-sediments, the amphibolitic metamorphic sole, the serpentinized mantle
peridotite and crustal ophiolitic units are presented. Black dots represent the 33
sampling sites. Modified from Feininger (1981) and Tremblay et al. (2011).
Figure 2.2 : Representative thin section pictures for each of the three types of
amphibolite. A) Thin section 13-BEL-008-B from the Hbl-Ep series. B) Thin section
13-BEL-21 from the Hbl-Ep-Grt series. C) Thin section 13-BEL-30-A from the Hbl-
Ep-Grt-Cpx series. D) Some interesting metamorphic textures showing: 1.) Titanite
overgrows on rutile minerals from thin section 13-BEL-30-A and 2.) Qz-Ep
symplectites from thin section 13-BEL-36.
Figure 2.3 : Total-Alkali-Silica (TAS) nomenclature diagram for the three different
mineral associations found in the metamorphic sole. Modified from Le Bas et al.
(1986) and Le Maitre et al. (1989).
Figure 2.4 : Mg# vs. SiO2/Al2O3 nomenclature diagram for the three different
mineral associations found in the metamorphic sole. Diagram shows relation
between primitive basalt samples and those made by cumulate process. Modified
from Kempton and Harmon (1992) and Guilmette (2005).
Figure 2.5 : K2O vs. Silica diagram for the three different mineral associations
found in the metamorphic sole. Modified from Le Maitre et al. (1989) and Rickwood
(1989).
Figure 2.6 : REE diagram for every amphibolite samples, normalized to Sun and
McDonought (1981) chondrite C1 values. A) Mont Chagnon ophiolitic crustal
volcanic sequence field is from Huot (1997) and Mont Ham ophiolitic crustal
volcanic sequence field is from Olive et al. (1997). B) Rifting related unit fields as
Stowe formation, Pinney Hollow formation and Hazens Notch formation are from
Coish (1997). Tibbit Hills volcanic units field is from Abdel-Fattah and Kumarapeli
(1999).
62
Figure 2.7 : A) Spider-diagram for all amphibolites. Trace element placed in
incompatibility order. Normalisation to Primitive-Mantle from Sun and McDonough
(1981). B) Spider-diagram of samples with positive Nb-Ta anomalies. OIB field of
the Samoan mantle plume from Workman (2004). C) Spider-diagram of samples
with negative Nb-Ta anomalies. Field represents oceanic island arc tholeiite (IAT)
trend from South-Sandwich-Islands (Pearce et al. 1995). D) Spider-diagram of
samples without specific Nb-Ta anomalies. Those look more like N-MORB trends.
Field represents Atlantic Mid-Ocean-Ridge (MORB), unaffected by subduction or
plume components (Lawson, 1996; Dosso, 1993).
Figure 2.8 : (La/Nb)N vs. (La/Sm)N discrimination diagram normalized to Primitive-
Mantle modified from Guilmette (2010). Normalization to Sun and McDonough
(1989). Grey dots represent tectonic environment pole normalized to PM. South-
Sandwich Islands arc field is from Pearce et al. (1995). Atlantic oceanic ridge field,
is from GEOROC database. East-Scotia-Ridge field is from Fretzdorff et al. (2002).
Tonga arc field is from GEOROC database.
Figure 2.9 : Cr vs. Y discrimination diagram modified from Pearce (1982). East-
Scotia-Ridge field is from Fretzdorff et al. (2002). Samoan plume field is from
Workman (2004). South-Sandwich Islands arc field is from Pearce et al. (1995).
Figure 2.10 : Zr/Y vs. Zr discrimination diagram from Pearce and Norry (1979).
63
2.12 List of Tables
Table 2.1 : Amp-Ep Amphibolites Geochemistry
Table 2.2 : Amp-Ep-Grt Amphibolites Geochemistry
Table 2.3 : Amp-Ep-Grt-Cpx Amphibolites Geochemistry
64
Table 2.1 :
65
Table 2.2 :
66
Table 2.3 :
67
Figure 2.1 :
68
Figure 2.2 :
69
Figure 2.3 :
70
Figure 2.4 :
71
Figure 2.5 :
72
Figure 2.6A :
73
Figure 2.6B :
74
Figure 2.7A :
75
Figure 2.7B :
76
Figure 2.7C :
77
Figure 2.7D :
78
Figure 2.8 :
79
Figure 2.9 :
80
Figure 2.10 :
81
Chapitre 3:
Données complémentaires
Ce chapitre présente la totalité des données amassées portant sur l’amphibolite de
la semelle métamorphique de la Colline de Belmina, partiellement ou non
discutées dans l’article du chapitre 2. Les données liées à la chimie minérale des
amphiboles, des pyroxènes et des grenats ainsi que de la zonation chimique de
ces derniers seront détaillées. Les cartes produites par SEM-MLA, des lames
minces 13-BEL-13 et 13-BEL-24 décrites au chapitre 2, sont présentées aux
Annexes E et F.
3.1 Chimie minérale
Comme énoncé au troisième point de la section des objectifs de ce mémoire, la
chimie minérale est un point qui, dans le passé, a été légèrement abordé en ce qui
a trait aux semelles métamorphiques des Appalaches. Pour l’amphibolite de la
Colline de Belmina, Feininger (1981) et Clague et al. (1981) avaient tous deux fait
quelques analyses, mais rien de bien exhaustif. Il en est sensiblement de même
pour les autres semelles amphibolitiques appalachiennes, où dans la plupart des
cas, seuls quelques analyses ont été effectuées. Dans le cadre de l’article
scientifique du chapitre 2, les données recueillies sur la chimie minérale ont été
brièvement discutées du point de vue de la nomenclature. Cependant, les données
de la Colline de Belmina doivent être décrites plus en détail dans le but de
comparer les résultats obtenus avec ceux des autres semelles. Les Annexes A
présentent les données analytiques pour les amphiboles, les Annexes B pour les
grenats et les Annexes C pour les pyroxènes. Ces tableaux présentent la totalité
des résultats obtenus, d’analyses ponctuelles de la chimie minérale en éléments
majeurs.
82
3.1.1 Méthode analytique
Les analyses ont été effectuées à l’aide de la microsonde électronique CAMECA
SX-100 du laboratoire de microanalyse du département de géologie et de génie
géologique de l’université Laval. Les conditions analytiques ont été 15kV et 20nA
avec un temps de compte de 20s sur les pics et 10s pour le bruit de fond. Des
standards de calibration ont été utilisés, généralement des oxydes simples (blocs
standards GEO et P&H Developments) ou, lorsque requis, des minéraux (Montage
standards de minéraux MINM25-53 de Astimex Scientific Limited : échantillons de
référence d’après Jarosewich et al. (1980)). Les données ont été réduites utilisant
le modèle PAP (e.g. Guilmette, 2012).
3.1.2 Résultats
3.1.2.1 Amphiboles
Les amphiboles analysées dans le cadre de ce projet ont montré une grande
variation en ce qui a trait à leur composition. La figure 3.1 présente la
nomenclature des amphiboles calciques (d’après Leake et al. 2004). À première
vue, la grande majorité des amphiboles se retrouvent dans la zone des
hornblendes magnésiennes et des tschermakites. On note aussi la présence de
plusieurs pargasites et hastingsites magnésiennes. Seuls quelques rares édénites
et actinolites ont été identifiées. Lorsque les amphiboles sont regroupées par
assemblages (c.-à-d. Amp-Ep, Amp-Ep-Grt ou Amp-Ep-Grt-Cpx), on remarque que
très peu d’amphiboles provenant de l’association à grenat ont une composition
pargasitique et hastingsitique magnésienne. Comme présentées aux tableaux A,
plusieurs des analyses ont été effectuées au cœur et à la bordure de même grain
d’amphibole. Plusieurs zonations compositionnelles ont été observées. Du point de
vue élémentaire, ces zonations présentent une variation entre le cœur et la
83
bordure des grains. Dans la majorité des cas, la bordure est plus alumineuse. À
l’inverse, certains grains montrent un cœur plus alumineux. On retrouve aussi
quelques cas où la bordure des grains d’amphiboles est beaucoup moins
alumineuse, plus siliceuse, et plus magnésienne de type actinolite.
Selon l’étude des tableaux A, la variation de la composition en silice et du Mg# ne
semble pas avoir de lien avec les différents types d’assemblages observés. Tout
assemblage confondu, les amphiboles montrent des variations de la composante
de silice entre 5,9 et 7,5 et une variation du Mg# entre 55 et 96. Un autre moyen
intéressant de séparer les amphiboles pourrait être de les séparer par rapport à
leur variation chimique en lien avec la position des échantillons selon la distance
entre le contact avec la péridotite du TMOC et les schistes du Groupe de Caldwell.
Parmi tous les échantillons amassés, les amphiboles de la lame mince 13-BEL-16,
sont celles qui proviennent du plus près du contact avec les schistes du Groupe de
Caldwell. Cet échantillon appartient au groupe ne contenant essentiellement que
de l’amphibole et de l’épidote pour ce qui est de la minéralogie. Dans cet
échantillon, situé plus près du contact de plus basse pression/température
(Feininger, 1981; Clague et al. 1981), huit grains d’amphibole ont été analysés à
l’aide de la microsonde. Ceux-ci ont une composition présentant peu de variation
entre les grains, mais, parfois, au sein d’un même grain, les analyses semblent
montrer une certaine zonation chimique. Les valeurs obtenues pour quelques
oxydes majeurs sont les suivantes: SiO2 de 44,2-46,9%, Al2O3 de 9,8-12,4%, FeO
de 13,1-14,1%, de K2O de 0,4-1.2%, MgO de 11,6-13,1% pour un Mg# de 0,64-
0,75.
Dans un deuxième temps, la lame 13-BEL-1, provenant d’un échantillon situé
approximativement au milieu de la séquence amphibolitique métamorphique, a été
84
analysée. Sept grains d’amphiboles ont donné les valeurs suivantes pour quelques
oxydes majeurs: SiO2 de 43,9-46,1%, Al2O3 de 10,9-13,5%, FeO de 13,7-15,0%,
K2O de 0,05-0,08%, MgO de 11,3-12,1% pour un Mg# de 0,65-0,71. Ce sont
toutes des hornblendes magnésiennes ou des hornblendes tschermakitiques.
Les lames minces 13-BEL-27 et 13-BEL-25, pour leur part, montrent une variation
d’un autre ordre. Premièrement, l’échantillon de la lame 13-BEL-27 provient
directement du contact affleurant, entre l’amphibolite et la péridotite de la Colline
de Belmina. Pour sa part, l’échantillon utilisé pour la lame 13-BEL-25 provient au
maximum, de quelques mètres de ce même contact à environ 400 ou 500 mètres
au nord de l’échantillon de la 27. Dans les deux cas, les amphiboles appartiennent
majoritairement aux groupes des pargasites, des pargasites ferriques ou des
hornblendes pargasitiques. Premièrement, pour l’échantillon 13-BEL-27, les
valeurs obtenues pour six amphiboles sont: SiO2 de 42,4-44,3%, Al2O3 de 12,5-
15,1%, FeO de 13,3-14,1%, K2O de 0,17-0,20%, MgO de 10,9-11,9% pour un Mg#
de 0,64-0,69. À noter aussi la présence d’amphiboles de type actinolite dans cet
échantillon pour certaines analyses en bordure de grains. Pour ce qui est de
l’échantillon 13-BEL-25, quatre amphiboles analysées montrent les valeurs
suivantes: SiO2 de 42,4-43,7%, Al2O3 de 14,5-15,4%, FeO de 11,3-11,9%, K2O de
0,13-0,17%, MgO de 12,1-12,8% pour un Mg# de 0,66-0,73. La lame 13-BEL-19
montre sensiblement le même type de composition, encore une fois près du
contact avec les péridotites. De plus, ces échantillons vont montrer une
composante en TiO2 nettement plus importante que dans le cas des amphibolites
situées à plus grande distance de ce contact. À titre comparatif, les amphiboles
plus éloignées du contact ont montré des valeurs moyennes approximatives en
TiO2 de 0,78% tandis que celles près du contact étaient plutôt de l’ordre de 1,35%,
soit près du double.
85
De manière générale, on constate que la chimie minérale des amphiboles semble
changer au fur et à mesure que les échantillons se rapprochent du contact avec la
péridotite. Notamment, les échantillons près du contact avec la péridotite montrent
une augmentation de la composante en Al2O3 de l’ordre de quelques 2 ou 3 %. De
plus, les échantillons amassés près du contact avec la péridotite montrent une
augmentation marquée de la composante en TiO2. Cette augmentation de la
composante en Al2O3 ainsi qu’en TiO2 est généralement retrouvée dans la partie
des séquences montrant un accroissement important de la température et de la
pression, comme c’est le cas dans notre séquence à gradient métamorphique
inverse, au contact avec la péridotite supérieure (e.g. Guilmette et al. 2012).
Microscopiquement, les amphiboles montrant des teneurs plus riches en TiO2
seront de couleur brunâtre tandis que celles ayant une concentration moins
importante seront plutôt bleutées verdâtres. La variation de couleur des
amphiboles est donc probablement directement dépendante du contenu en TiO2
de celles-ci (Bard, 1970; Raase, 1974; Laird, 1982; Daoust, 2007).
Lors des analyses, quelques amphiboles de type actinolite ont aussi été
identifiées. Majoritairement, les points d’analyses proviennent de la bordure des
grains, et cette variation pourrait être attribuable à un changement physico-
chimique de l’environnement dans lequel les grains ont crû (Çelik et Delaloye,
2006). Les amphiboles de type actinolite vont montrer de grandes variations de
composition comparativement aux autres groupes d’amphibole, par exemple, avec
une concentration nettement plus élevée en SiO2 (49,22-54,04%) et en FeO
(11,45-17,17%) ainsi qu’une concentration très faible en TiO2 (0,04-0,21%) et en
Al2O3 (1,31-6,25%). Encore une fois, la composante alcaline Na2O+K2O (0,21-
1,07) est assez faible comparativement aux autres types rencontrés (données des
actinolites et des hornblendes actinolitiques des lames 13-BEL-4,-6,-14 et -25).
86
Lorsque les résultats sont comparés aux autres semelles amphibolitiques des
Appalaches, on remarque des similitudes entre les résultats obtenus pour la chimie
minérale des amphiboles. Les semelles de la Colline de Belmina, du Mont Albert,
de la Flintkote, d’Asbestos et d’Orford ont été comparées. Généralement, la
nomenclature varie pour chacune des semelles entre hornblende magnésienne,
édénite, tschermakite et pargasite. Comme pour le cas des amphiboles de
Belmina, certaines provenant du feuillet de Pennington, d’Asbestos et du Mont
Orford ont montré des bordures de grains formées d’actinolite (Feininger, 1981;
Clague et al. 1981; Trezienski, 1988; O’Beirne-Ryan et al. 1990; Whitehead, 1995).
3.1.2.2 Pyroxène, Épidote et Symplectite Qz-Ep
Parmi les 27 lames minces d’amphibolites, seules quelques-unes ont montré la
présence de pyroxènes. Les échantillons contenant le plus de pyroxènes
proviennent au maximum, d’à quelques mètres du contact avec les péridotites.
Ceux-ci sont hypidio à xénoblastiques. Les analyses chimiques ont montré peu de
variation, sauf pour l’Al2O3, variant de 4,3-8,5%, bien que 32 grains aient été
analysés. En général, la composition en SiO2 se situe entre 48 et 51%, pour le
TiO2 ente 0,5 et 1,2%. Les échantillons montrent aussi de faibles valeurs en Na2O
variant de 0,8-1,2%.
Selon le diagramme discriminant Q-J (Morimoto, 1988) (figure 3.2) tous les
pyroxènes se retrouvent dans le champ «Quad». Les analyses sont donc
reportées sur le diagramme des pyroxènes Ca-Mg-Fe (Figure 3.3) où la distinction
entre Wollastonite, Ferrosilite et Enstatite est faite. Les grains analysés sont
majoritairement des diopsides et avec quelques augites. Aucun pyroxène n’a
montré une composante en sodium (Na) assez importante pour émettre
l’hypothèse de la présence d’omphacite ou de jadéite qui pourrait être attribuée à
une séquence éclogitique rétrogradée.
87
Les 27 échantillons d’amphibolite ont montré une concentration variable en
épidote. Les lames 13-BEL-15 et 13-BEL-29 sont formées à près de 15% d’épidote
et celle-ci est retrouvée autant dans la matrice qu’à l’intérieur des petites veines
tardives. Seuls deux points d’analyses ponctuels ont été effectués sur les épidotes.
Ils ont montré une concentration en SiO2 de 37,7-38,2%, en Al2O3 de 21,7-23,1%,
CaO de 23,84-23,87 et FeO de 11,04-13,33. Microscopiquement, les épidotes sont
généralement facilement reconnaissables par la présence de la texture de
manteau arlequin et d’un relief assez fort comparativement aux amphiboles. On
retrouvera deux types d’épidotes, pistachite et zoïsite, parfois associés l’un à
l’autre dans un même échantillon.
La lame mince 13-BEL-31 montre aussi une autre texture intéressante. Comme le
montre la figure 2.2 (D1), cet échantillon a la particularité de montrer très
clairement plusieurs symplectites à quartz-épidote. Cette texture est répandue
dans la lame mince et presque toujours associée à un ou des grains de grenats.
Cette association entre le grenat et la symplectite Qz-Ep pourrait être liée à la
détérioration des grains de grenats correspondant à des températures de 580 à
650°C pour des pressions de 8-10 kbars (THERMOCALC, Moyen et al. 2006).
Chalokwu et Kuehner (1992) ont aussi travaillé sur les symplectites à Qz-Ep issus
d’amphibolite provenant des Appalaches. Ils ont démontré que celles-ci étaient
formées par le métamorphisme rétrograde à environ 524 ± 50°C pour 6kbar. Les
symplectites pourraient provenir de la rétrogradation d’un assemblage à faciès plus
élevé formé de clinopyroxène+hornblende+plagioclase. Cet assemblage fournirait
les éléments nécessaires à la formation des symplectites et autres amphiboles à
plus basse pression et température suivant le pic métamorphique de formation
(Chalokwu et Kuehner, 1992). La circulation de fluides avec une composante
enrichie en H2O aurait aussi un rôle important dans la formation de ces
symplectites.
88
Les autres amphibolites associées aux semelles métamorphiques des Appalaches
ont aussi montré une proportion assez importante d’épidote. L’épidote constitue
l’un des minéraux majeurs des séquences autant au niveau de la matrice que des
veines tardives. Cependant, pour ce qui est des pyroxènes, seule l’amphibolite
associée au Mont Albert a montré quelques zones enrichies en ce minéral.
Comme pour la séquence de Belmina, la zone à pyroxène du Mont Albert semble
être concentrée près du contact avec la péridotite, soit au maximum, à quelques
mètres de celui-ci. Il pourrait s’avérer intéressant d’investiguer, de nouveau, les
autres séquences à savoir si des pyroxènes pourraient être retrouvés près ou au
contact avec les péridotites du manteau de chacune des semelles afin d’obtenir
plus d’information à titre comparatif pour ce minéral.
3.1.2.3 Grenat
Le grenat retrouvé dans la séquence amphibolitique est le minéral en plus grande
abondance après l’amphibole et l’épidote. Au total, 82 points d’analyses
ponctuelles ont été effectués dont 42 au centre des cristaux et 40 à la bordure de
ceux-ci afin de permettre une première approche à la caractérisation de la zonation
chimique de ce minéral. Les grenats utilisés pour ces analyses proviennent autant
de l’assemblage à Hbl+Ep+Grt que de celui à Hbl-Ep-Grt-Cpx et d’un peu partout
dans la séquence amphibolitique où les grenats sont retrouvés, autant au niveau
du contact avec les péridotites que des zones rubanées enrichies, un peu plus
éloignées de ce même contact. Les grenats montrent des variations
compositionnelles des principaux pôles moléculaires, comme présentés dans le
chapitre 2, entre Alm35-58, Py9-39, Gr13-36, Sp0-8 et And0-5. De manière générale, on
observe un changement marqué entre la composition issue d’analyses localisées
au centre des cristaux par rapport à celles effectuées en bordure de ceux-ci.
Notamment, on observe une diminution des composantes almandin et spessartine
et une augmentation des composantes pyrope et grossulaire. Cette variation entre
89
le cœur et la bordure serait tributaire de la diffusion chimique survenue à l’intérieur
des cristaux suivant l’évolution prograde de la séquence métamorphique
(Parkinson, 2000).
3.2 Cartographie élémentaire d’un grenat
Selon l’objectif de la caractérisation chimique des minéraux retrouvés dans
l’amphibolite, la présence de certaines zonations chimiques a été documentée,
autant à la microscopie optique qu’à la microsonde. Ces zonations sont retrouvées
à l’intérieur de grains d’amphiboles, présentant parfois un cœur de hornblende
avec une bordure plutôt tschermakitique ou actinolitique, mais aussi, plus
particulièrement, à l’intérieur des grains de grenats. Cette dernière, la zonation des
grenats, a donc été étudiée plus en détail par le biais d’une cartographie
élémentaire ainsi que par la confection d’un profil forcé recoupant la totalité d’un
cristal. La confection des cartographies élémentaires permet une approche
qualitative à la caractérisation tandis que la confection d’un profil forcé analysant
plusieurs éléments permet une étude quantitative de cette même zonation.
Le grenat utilisé a été choisi selon les résultats des analyses ponctuelles réalisées
préalablement dans le cadre de la caractérisation chimique du troisième objectif de
ce mémoire. Un grenat provenant de la lame 13-BEL-31, semblant montrer une
zonation au niveau chimique ainsi que par rapport à la concentration des
inclusions (plus concentrées au centre par rapport à la bordure au microscope
optique), a été analysé et détaillé plus bas.
3.2.1 Méthode analytique
90
Le minéral étudié étant un grenat plus ou moins connu, un choix des éléments à
analyser et à cartographier a été effectué. Basés sur les résultats de la
composition chimique obtenus de celui-ci, plusieurs éléments potentiellement
intéressants ont été déterminés. Tout d’abord, selon la variation de la composition
élémentaire observée entre la bordure et le centre du grain ainsi que selon la
formule chimique d’un grenat, les éléments choisis pour effectuer les cartographies
ont été Al, Ca, Fe, Mg, Mn et Ti. De plus, pour ce qui est du profil forcé, les
éléments analysés ont été Al, Ca, Cr, Fe, Mg, Mn, Na, Si, Ti, Y, Zn et Zr.
Les conditions d’analyses à la microsonde électronique CAMECA SX-100 du
laboratoire de microanalyse du département de géologie et de génie géologique de
l’université Laval, ont été une tension de 15 kV et un courant de 40 nA.
L’échantillon a été analysé à l’aide un détecteur de type WDS (wavelength
dispersive spectroscopy), opéré par différents cristaux permettant de séparer les
rayons X selon les principes de la loi de Bragg. Le temps de cartographie était
d’environ 1h30 et pour ce qui est du profil forcé, environ 25 points à l’heure.
Pour cette analyse, les cinq spectromètres ont utilisé trois cristaux
monochromateurs différents soit le LIF, le TAP ainsi que le PET. Afin de réduire les
possibles interférences entre les différentes raies, le premier spectromètre a
analysé les raies Kα du Ti et le Kα du Cr avec un cristal de type LIF, le second
spectromètre les raies Kα du Zn, Kα du Fe ainsi que Kα du Mn avec un cristal de
type LLIF. Le troisième spectromètre a analysé les raies Lα du Zr et Kα du Ca à
l’aide d’un cristal de type LPET, le quatrième spectromètre les raies Kα du Na et
Kα du Mg à l’aide d’un second TAP et finalement, le cinquième spectromètre les
raies Lα du Y, Kα du Si et Kα du Al à l’aide d'un troisième cristal TAP.
91
Chacune des raies analysées par ces spectromètres a préalablement été
standardisée à l’aide d’un échantillon connu par le responsable du laboratoire. Par
exemple, le Ti a été standardisé à l’aide d’un échantillon de rutile, le Zn avec de la
sphalérite, le Zr avec du zircon, le Mg avec de l’olivine, etc. Les cartes de
l’aluminium et du magnésium ont été produites à l’aide d’un cristal de type TAP, la
carte du calcium selon un cristal de type LPET, les cartes du fer et du titane selon
un cristal LIF et finalement le manganèse selon un LLIF.
3.2.2 Résultats
3.2.2.1 Cartographies élémentaires
Au total, six cartographies élémentaires ont été réalisées sur des grenats de la
lame 13-BEL-31. Les variations de la composition observées lors des analyses
préliminaires avaient suggéré que seuls quelques éléments parmi ceux choisis
comportaient une variation potentiellement cartographiable. Premièrement, une
carte de type BSE ou par électrons rétrodiffusés a été produite afin de présenter
les contrastes de densité entre chacune des phases (figure 3.4). Cette même
figure présente aussi le positionnement exact de chacun des points d’analyses du
profil forcé de 1300 µm de longueur (points rouges 1-17). Par la suite, les
différentes cartes ont été produites suivant la même résolution. Tout d’abord, les
cartographies élémentaires ont été réalisées en contraste de noir et blanc et
ensuite celles-ci ont été travaillées afin de les présenter selon une échelle de
couleurs qualitatives. Les cartographies élémentaires, en couleurs, sont
présentées à la figure 3.5.
Lors de l’étude de l’image produite par électrons rétrodiffusés, il est possible de
discerner, selon les contrastes de densité, la présence de différentes phases. On
remarque la présence de nombreuses inclusions concentrées au centre du cristal
de grenat ainsi que la présence de minéraux interstitiels dans les fractures
92
retrouvées dans l’ensemble du grain tels que la chlorite, l’épidote, le plagioclase,
etc. L’analyse de la première carte produite, celle de l’aluminium, ne semble pas
présenter de variation importante de la composition en cet élément. On peut
cependant remarquer que les minéraux présents dans les fractures ont une
composition en aluminium plus faible que le grenat. L’étude de la deuxième carte
produite, celle du calcium, présente un faible enrichissement en cet élément autour
des points 5 et 15 par rapport au cœur et de la bordure du grain. Plusieurs petites
inclusions semblent contenir aussi une quantité relativement importante de Ca par
rapport au grenat. Selon la microscopie optique, ces inclusions semblent être du
sphène. Tout comme pour l’aluminium, la carte de la composition en fer ne semble
pas montrer de variation entre la bordure et le cœur. Cependant, il faut prendre en
considération que la carte du fer représente le fer total. Il serait possible d’observer
une variation en cet élément s’il était possible de faire une distinction entre le Fe2+
et le Fe3+. La distinction étant impossible avec la cartographie, l’utilisation du profil
forcé sera nécessaire afin de caractériser cet élément. La carte issue de l’analyse
du magnésium contenu dans le grain montre, cette fois, une variation très
apparente entre le cœur et la bordure. Le cœur contient beaucoup moins de Mg
dans sa composition par rapport à la bordure. De manière quasi inversement
proportionnelle au magnésium, la carte présentant le manganèse montre une forte
variation entre le cœur et la bordure. Pour conclure, encore une fois, la
cartographie élémentaire du Ti ne semble pas présenter de variation. Tout comme
le calcium, cette carte fait ressortir la présence de minéraux, à haute teneur en
titane, apparenté encore une fois à des cristaux de sphène.
3.2.2.2 Profils élémentaires
En ce qui a trait aux profils élémentaires, le profil forcé a été effectué à l’aide de 17
points d’analyses quantitatives positionnés manuellement sur le grenat pour être
certain de ne pas contaminer le volume d’interaction du faisceau d’électrons avec,
93
par exemple, les minéraux sous forme d’inclusions ou ceux présents à l’intérieur
de la fracturation relativement importante du grain. Les éléments analysés à
chacun de ces points sont Al, Ca, Cr, Fe, Mg, Mn, Na, Si, Ti, Y, Zn et Zr. Fondé sur
les valeurs obtenues et un recalcul de la composition sur la base de 24 oxygènes,
il est possible d’obtenir des profils montrant la variation selon la proportion de
chacun des principaux pôles moléculaires de grenats retrouvés dans l’inconnu. Les
différents profils élémentaires sont représentés aux figures 3.6 et 3.7. Seul le
chrome, l’aluminium, la silice, la Fe2+ et le Fe3+, le magnésium, le manganèse, le
titane et le calcium sont représentés à l’aide de diagramme. Les données
recueillies pour chacun des éléments analysés à chaque point sont retrouvées
dans les Tableaux D, en annexe. Les profils selon la proportion des différents
pôles moléculaires (Alm, Py, Gr, Sp et And) sont présentés à la figure 3.8.
L’étude des différents profils élémentaires, créés à partir des résultats d’analyses
ponctuelles, permet de quantifier les observations qualitatives présentées par les
différentes cartes élémentaires. En effet, on remarque que la zonation en certains
éléments comme Al et le Ti ne semble pas très présente à l’intérieur de ce grain.
Les valeurs obtenues pour l’aluminium varient de 20,2 à 20,6 % et pour le Ti de
0,016 à 0,147 %, les deux variations étant aléatoires. Cependant, comme le
montrent les cartes du Mn et du Mg, certains éléments ont une variation
relativement importante, qualitativement et quantitativement, à l’intérieur du grain
entre le cœur et la bordure. Tout d’abord, le manganèse varie de 0,1 à 2,9 % et,
inversement proportionnellement, le magnésium varie de 4,9 à 2,4 %. Ces
variations sont attribuables aux diverses conditions de température, de pression et
de circulation de fluides qu’a subies la semelle métamorphique étudiée dans ce
projet. On remarque aussi facilement une variation entre le centre et la bordure
pour le calcium, le chrome, le Fe2+, le Fe3+ et la silice. Dans la plupart des cas, sur
le profil, ces variations semblent débuter à une distance de 200 µm de la bordure
(entre les points 5 et 6) et se terminer à une distance de 150 µm de la bordure
opposée (entre les points 15 et 16). Ces variations sont aussi observables lors de
94
la création de profils en fonction de la composition présumée en chacun des
principaux pôles moléculaires du grenat. Entre 200 µm et 1150 µm sur le profil
(entre les points 5 et 15), les concentrations en almandin, spessartine et uvarovite
semblent augmenter tandis que les concentrations en pyrope, grossulaire et
andradite semblent diminuer (figure 3.8). Comme discuté plus tôt, cette variation
entre le cœur et la bordure serait tributaire de la diffusion chimique survenue à
l’intérieur des cristaux suivant l’évolution prograde de la séquence métamorphique.
Lors des analyses ponctuelles réalisées dans le cadre de la caractérisation de la
chimie minérale des grenats, la présence d’une variation moyenne de la chimie
entre le cœur et la bordure des grains de grenat avait été constatée. La réalisation
de la cartographie élémentaire et d’un profil de 17 points d’analyses, recoupant la
totalité d’un cristal, a démontré le même phénomène. Il serait plausible d’affirmer
que la zonation cartographiée dans le grenat de l’échantillon 13-BEL-31 est
représentative de la plupart des grenats ayant montré une variation de la
composition du même type entre le cœur et la bordure du cristal.
95
Figure 3.1 : Diagramme présentant les amphiboles calciques d’après Leake et al. (2004). Les amphiboles sont séparées selon le type d’association minéralogique duquel elles proviennent.
96
Figure 3.2 : Diagramme discriminant Q-J pour les pyroxènes. La séparation entre les pyroxènes calciques et les pyroxènes sodiques est faite selon les champs QUAD, (Ca-Na) et Na (Morimoto, 1988).
97
Figure 3.3 : Diagramme ternaire Wo-En-Fs des pyroxènes sur lequel sont reportés les résultats du diagramme Q-J (Morimoto, 1988).
98
Figure 3.4 : Imagerie en électrons rétrodiffusés d’un grenat provenant de la lame 13-BEL-31. Le positionnement de chacun des points du profil (1300 µm) forcé est montré. La zonation chimique semble débuter au point 6 et se terminer au point 15.
99
Al
Ca Fe
Ti
Mn Mg Fe
Mn
Ti
Figure 3.5 : Cartographies élémentaires produites à la microsonde électronique. Les cartes du manganèse, du magnésium, du fer, du calcium, de l’aluminium et du titane sont présentées. Les échelles de couleurs sont présentées uniquement à titre qualitatif.
100
Figure 3.6 : Variation de la composition du grenat de la lame 13-BEL-31 entre les points 1 et 17 pour le titane, la silice, le calcium et l’aluminium.
101
Figure 3.7 : Variation de la composition du grenat de la lame 13-BEL-31 entre les points 1 et 17 pour le chrome, le magnésium, le manganèse, le Fe2+ et le Fe3+ (variation non observable sur la cartographie élémentaire du Fetot).
102
Figure 3.8 : Variation de la nomenclature des principaux pôles moléculaires du grenat de la lame 13-BEL-31 entre les points 1 et 17 (c.-à-d.: almandin, pyrope, grossulaire, spessartine, andradite et uvarovite).
103
Chapitre 4:
Discussion et conclusion
Le chapitre 4 est formé d’une discussion complète et de la conclusion de ce projet
de maîtrise. La discussion complète portera sur les données présentées dans
l’article du chapitre 2 ainsi que sur les données complémentaires présentées au
chapitre 3. La conclusion se terminera par l’énoncé de possibles travaux pouvant
être réalisés dans le futur, afin d’accroître les connaissances sur cette semelle
métamorphique ainsi que sur l’ancien bassin océanique de l’océan Iapétus.
4.1 Géochimie et géodynamique de l’ancien bassin océanique
Ce projet, portant essentiellement sur l’étude géochimique d’une semelle
métamorphique, est une nouveauté en lien avec les semelles métamorphiques des
complexes ophiolitiques situés dans les Appalaches. Tout comme les autres
complexes ophiolitiques présentant une semelle métamorphique en contact avec
les péridotites mantéliques, la semelle de la Colline de Belmina avait
préalablement été étudiée, mais plutôt d’un point de vue structural et
géochronologique (Clague et al. 1981; Feininger, 1981; Tremblay et al. 2011). Peu
d’études, mis à part quelques analyses sur les éléments majeurs, avait
préalablement été effectuées sur la géochimie. De là, la raison de retravailler sur
cette séquence, mais avec l’aide des éléments traces qui, de nos jours, se révèlent
être le meilleur moyen de caractériser le protolithe d’une séquence. Cette étude
est possible seulement si les échantillons analysés représentent des basaltes
primitifs, c'est-à-dire, non formé d’accumulation de minéraux comme le plagioclase
ou le pyroxène. Le métamorphisme doit aussi avoir été isochimique.
104
L’historique géodynamique de la formation de la Colline de Belmina est un point
qui est relativement bien connu. Le complexe ophiolitique de Thetford Mines est
formé d’une section relativement jeune, composée d’une portion de manteau
océanique et de sa couverture crustale, mise en place à l’Ordovicien sur la marge
continentale du continent Laurentia entre 479 et 460 Ma (Tremblay et al. 2011).
Dans le cadre de ce projet, l’étude pétrologique de la semelle métamorphique est
essentielle à la compréhension de l’environnement du bassin océanique à
l’intérieur duquel ce complexe ophiolitique a évolué. En effet, comme l’ont montré
plusieurs chercheurs au cours des dernières années, les semelles
métamorphiques sont souvent créées lors des processus de supra-subduction
(SSZ) (Wakabayashi et Dilek, 2003; Guilmette et al. 2012). La semelle
métamorphique est formée d’une section de croûte océanique mise en subduction.
Une portion de la croûte supérieure se retrouve sous-plaquée à la séquence
mantellique et évolue ensuite avec la péridotite dans l’obduction du système.
Étudier la semelle métamorphique associée au complexe ophiolitique serait donc
essentiellement le seul moyen de caractériser la portion de lithosphère qui a
presque complètement disparu dans la zone de subduction.
Dans la cadre de ce projet, la géochimie des éléments majeurs, mineurs et traces
a servi à caractériser le protolithe de cette la semelle métamorphique. Il a été
montré, selon la concentration en éléments majeurs (Mg# et SiO2/Al2O3), que la
quasi-totalité des échantillons amassés représente des basaltes primitifs et non
pas, des cumulats de minéraux comme le pyroxène, le plagioclase ou les oxydes
de fer. Les éléments des terres rares ont montré une variation de la composition
en ETR légère allant de moins de 10x le rapport roche/C1 à plus de 100x le
rapport roche/C1. Ces variations sont comparables à celles observées dans
différentes séquences retrouvées à l’intérieur de la chaine des Appalaches. Les
plus hautes valeurs en ETR légères seraient comparables à des concentrations
observées à l’intérieur de séquences liées à une contamination de type OIB. Par
exemple, les unités volcaniques de Tibbit Hills montrent ce type d’enrichissement,
105
voir jusqu’à 100x le rapport roche/C1 (Abdel-Fattah et Kumarapeli, 1999). D’autres
séquences retrouvées dans les Appalaches, comme les formations de Pinney
Hollow et de Hazens Notch, toutes deux associées à un stade avancé du rifting de
l’océan Iapétus, sont créées par la mise en place d’un panache mantélique au
Cambrien. Ces formations montrent le même type de variation, certains
échantillons étant moins enrichis et d'autres, plus enrichies en ETR légères (Coish,
1997). Les valeurs relativement élevées en ETR légères permettent donc
d’émettre une première hypothèse de la présence d’une séquence ayant été
contaminée par un panache mantélique. Cette contamination aurait contribué à la
création d’un patron enrichi pour plusieurs des échantillons analysés.
Une analyse plus approfondie de la géochimie des éléments traces significatifs à
une discrimination géodynamique a permis de renforcer cette première hypothèse.
En effet, l’utilisation des éléments à faible mobilité a permis de distinguer trois
groupes principaux sur la base de la représentation graphique des diagrammes
Spiders normalisés au manteau primitif. Le groupe le plus important est représenté
par les échantillons ayant montré une anomalie positive en Nb et en Ta. Le
niobium et le tantale sont deux éléments très pertinents à la discrimination
géodynamique compte tenu de leur très faible mobilité autant au niveau de
l’hydrothermalisme que du métamorphisme. Quelques éléments n’ont pas été
représentés sur les diagrammes Spiders compte tenu de leurs fortes mobilités
engendrant la possibilité de créer de fausses anomalies. Le potassium et l’uranium
n’ont pas été représentés puisque la plupart des échantillons ont montré des
valeurs particulièrement basses pouvant être associées à l’altération
hydrothermale et au métamorphisme ayant affecté la totalité de la séquence.
Normalement, une anomalie positive en Nb et en Ta, comme retrouvée dans près
de 70% des échantillons, est caractéristique d’un environnement de panache
mantélique. Un second groupe a montré une anomalie négative en ces deux
éléments. Les anomalies négatives en Nb-Ta ainsi qu’en Zr-Hf sont probablement
créées par la présence d’un ou de plusieurs minéraux résiduels à la source. Ces
106
minéraux auraient pu retenir une grande quantité de ces éléments et ainsi produire
l’anomalie négative en Nb-Ta. Le rutile est généralement suggéré comme minéral
résiduel pour ce type d’anomalie négative en Nb-Ta et le zircon pour l’anomalie
négative en Zr-Hf (Foley et al. 2000; Rubatto et Hermann, 2003; Wang et al. 2004).
Le troisième groupe retrouvé sur le diagramme Spider est celui formé des
échantillons ayant montré un profil plutôt plat en ETR légères. Ces profils ne
montrent pas d’anomalies particulières en Nb et les limites de détection en Ta
n’ont pas été atteintes. Ce groupe montre un patron semblable à ce que l’on
pourrait s’attendre à retrouver lors d’analyses sur des échantillons provenant d’une
dorsale océanique de type MORB normale.
Deux analogues modernes sont suggérés pour la compréhension de la formation
de cette séquence avec un protolithe montrant les trois types de patrons
géochimiques présentés sur les diagrammes Spiders. Premièrement, l’analogue
moderne de la ride océanique de la mer East-Scotia est proposé pour la mise en
place, dans un court intervalle de temps, d’une séquence portant des
caractéristiques géochimiques discriminatoires bien différentes. En effet, la
séquence produite à la ride East-Scotia a présenté, sur quelques millions
d’années, des roches basaltiques et andésitiques avec une géochimie semblable à
celle rencontrée dans la semelle de la Colline de Belmina (Livermore, 2003).
Premièrement, la ride a produit des basaltes et des andésites montrant une
composante de type OIB, avec des anomalies positives en Nb-Ta, ainsi qu’une
évidence isotopique de la contamination de la source de cette séquence par le
panache mantélique de Bouvet qui est situé à plus de 3000 kilomètres de la ride.
Le groupe 1 de notre séquence métamorphique présente un patron avec certaines
similarités avec ce type de contamination, surtout au niveau de la tendance
d’enrichissement en Nb-Ta. La ride East-Scotia a aussi montré des séquences à
caractéristiques géochimiques de type arc volcanique, avec une anomalie négative
en Nb-Ta ainsi qu’en Ti, issue d’une contamination créée par des liquides dérivés
de la zone de subduction située à quelques centaines de kilomètres à l’est (c.-à-d.
107
dérivés de l’arc volcanique South-Sandwich). Le groupe 2, présenté sur le
diagramme spider, montre ce type d’anomalie négative en Nb-Ta. Finalement, la
ride océanique, située en zone d’arrière arc, a produit des basaltes de type MORB
normal couramment retrouvé en zone de dorsale d’arrière arc. Encore une fois, le
troisième groupe de la séquence métamorphique de la Colline de Belmina montre
certaines similarités avec la ride East-Scotia.
Le deuxième analogue moderne proposé se situe au sud-ouest de l’océan
Pacifique, là où la chaine de monts sous-marins de Louisville entre dans la zone
de subduction de l’arc volcanique de Tonga-Kermadec. Contrairement au premier
analogue proposé, l’hypothèse de ce modèle est formée d’un mélange, dans la
zone de subduction, de fragments de trois séquences produites en milieux
complètement différents. Cette hypothèse est basée strictement sur une analyse
géodynamique et non pas sur des analyses géochimiques d’échantillons prélevés
dans la zone de subduction, contrairement au premier analogue proposé où une
comparaison avec des échantillons prélevés à la ride a été faite. Une première
différence majeure dans ce modèle serait la perturbation créée dans la zone de
subduction par la subduction de monts océanique. On voit, selon la structure de
l’arc volcanique, que la subduction d’un mont océanique va former une zone de
résistance de plus de 250 kilomètres de longueur par plus de 70 kilomètres de
large. Cette structure serait très intéressante à la mise en place de plusieurs
complexes ophiolitiques si les contraintes tectoniques le permettaient. Dans ce
modèle, la composante OIB serait directement découlée de la présence de
fragments du mont océanique. La composante d’arc volcanique pourrait provenir
de fragments provenant de l’arc de Tonga-Kermadec ayant été emporté dans la
subduction. La portion de MORB normal proviendrait de fragments de plancher
océanique créé à une zone de dorsale océanique. Ces trois protolithes, provenant
de systèmes indépendants les uns des autres, seraient ensuite amalgamés,
mélangés, fracturés, faillés et subiraient un métamorphisme relativement élevé à
l’amphibolite supérieure près du faciès à granulite. Toutes minéralogies et textures
108
primaires seraient effacées par le métamorphisme, plus ou moins synchrone à
l’accolement du mélange sous le manteau océanique, précédant l’obduction de la
séquence sur la marge continentale.
Ces deux hypothèses de formation comportent chacune quelques points forts et
points faibles par rapport à la géodynamique déjà connue de l’ancien bassin
océanique de l’océan Iapétus. Premièrement, Whitehead et al. (1995) avaient
proposé que la semelle de l’ophiolite de Thetford Mines eût été formée peu après
la formation de la croûte océanique, suggérant que l’ophiolite se serait découplée
près ou directement à une zone de dorsale océanique. Selon cette affirmation,
notre première hypothèse semble des plus plausibles, avec la formation d’une
séquence à une zone de dorsale ayant créé au cours du temps des roches avec
des caractéristiques de panache mantélique, d’arc volcanique et de N-MORB
comme le modèle de la ride East-Scotia. Cependant, la création d’une telle
séquence nécessiterait la présence d’un panache mantélique, qui pour l’instant,
n’a pas été répertorié et dont l’emplacement est inconnu, en plus d’une
contamination par des fluides de zone de subduction dont la provenance est
encore une fois inconnue. La seconde hypothèse (c.-à-d. Tonga-Kermatec) serait
un environnement tectonique favorable à la mise en place de complexes
ophiolitiques, mais encore une fois, quelques points semblent peu plausibles. Bien
que quelques échantillons de notre séquence montrent une anomalie d’arc
volcanique, les résultats en éléments traces obtenus dans ce projet ne comportent
que très peu de ressemblance avec la géochimie des séquences crustales du
complexe ophiolitique de Thetford Mines qui montre aussi une affinité d’arc.
L’incorporation dans la zone de subduction de fragments provenant de l’arc
volcanique est donc peu probable puisque selon les analyses géochimiques
effectuées, aucune ressemblance n’a été retrouvée entre la séquence
métamorphique et les unités crustales de l’ophiolite. De plus, si la composante de
type OIB provenait d’un mont sous-marin enfoui dans la zone de subduction, il
resterait probablement quelques traces de celui-ci ailleurs dans les séquences
109
avoisinantes, mais ce n’est pas le cas. Il faudrait donc que la totalité de ces monts
sous-marins ait été effacée par les différents processus d’érosion et de mise en
place du complexe ophiolitique. Quoi qu’il en soit, une chose est certaine,
l’historique de formation et de mise en place de cette séquence est très complexe
et encore sujet à discussion.
4.2 Chimie minérale et métamorphisme
Les conditions P-T obtenues par Feininger (1981) ainsi que Clague et al. (1981)
lors de leurs études métamorphiques (c.-à-d. jusqu’à 800°C pour 7 kbars, en
gradient métamorphique inverse), ne pouvait pas vraiment être expliquées par
l’épaisseur apparente du manteau présent dans la région de Thetford Mines. Ces
conditions de pression et de température auraient plutôt été atteintes à une
certaine profondeur dans la zone de subduction, couplées à la contrainte de
cisaillement et du contact avec les péridotites légèrement plus chaudes.
Suivant les résultats obtenus pour la chimie minérale, il est possible de conclure
que le gradient métamorphique inverse, décrit par les différents chercheurs ayant
travaillé sur cette semelle amphibolitique, est bien présent. Bien que ce gradient
métamorphique n’ait pas été quantitativement décrit (c.-à-d. pas d’étude P-T de la
séquence dans ce projet), il est possible de le discerner, qualitativement parlant,
selon les analyses effectuées à la microsonde électronique. La présence d’une
diminution de la composante en Al2O3 et en TiO2 des amphiboles causée par le
rapprochement des sites d’échantillonnage vers le contact de haute pression et
température, semble démontrer ce phénomène (Daoust, 2007). De plus, la
présence de minéraux de plus haut grade tels que le grenat et le clinopyroxène, au
fur et à mesure que les sites d’échantillonnages se rapprochent de ce même
contact, est une autre preuve (voir Pattison, 2003). Les pyroxènes ayant montré
une composition majoritairement de diopside et d’augite indiquent que le grade
110
métamorphique ne s’est pas rendu au faciès de l’éclogite. Une composante
sodique aurait probablement été retrouvée à l’intérieur de certains grains de
pyroxène si cela avait été le cas. De plus, aucun grain montrant une composition
chimique associée à de l’orthopyroxène n’a été retrouvé, une observation, qui pour
l’instant, peut exclure l’hypothèse que notre séquence ait atteint les conditions P-T
du faciès à granulite de moyenne ou basse pression. Les grenats analysés ont
montré, dans plusieurs cas, une zonation marquée en certains éléments tels que le
manganèse et le magnésium. Puisque le grenat est un minéral relativement stable,
ceux retrouvés dans les échantillons analysés pourraient avoir enregistré les
conditions de pression et de température qu’a subies la séquence durant son
évolution, autant au niveau des inclusions (Plagio, Cpx, Hbl, etc.) que du grenat
lui-même. Les inclusions retrouvées à l’intérieur des cristaux de grenats sont
susceptibles de contenir de l’information sur les conditions dans lesquels les grains
ont crû par rapport à la composition actuelle de ces mêmes minéraux présents
dans la matrice comme le plagioclase, le pyroxène, etc. Les symplectites à Qz-Ep
retrouvés dans la lame 13-BEL-31, représentent une texture témoins d’un champ
relativement concis de réactions incomplètes entre certains minéraux durant
l’évolution P-T de la séquence. Le lien entre les résultats d’analyses à la
microsonde électronique, le métamorphisme et l’évolution P-T de la séquence est
un point qui pourrait être abordé plus en profondeur dans des travaux futurs.
111
Conclusion
L’étude pétrologique de la semelle métamorphique de la Colline de Belmina est
essentielle à la compréhension de la géodynamique ancienne de l’océan Iapétus.
L’information obtenue sur le protolithe de cette séquence offre la possibilité
d’ajouter de nouveaux éléments à la géodynamique déjà connue de ce bassin. La
géochimie permet d’émettre plusieurs hypothèses. D’une part, il est connu que
cette séquence est fort probablement constituée d’une section de croûte
océanique qui a été accolée, mélangée et métamorphisée sous une jeune
ophiolite. La preuve obtenue que cette section présente une composition de liquide
primitif et qu’elle n’a pas été affectée par la fusion partielle permet d’affirmer que
les résultats présentés dans ce mémoire reflètent bel et bien le protolithe. Selon
les études au microscope optique, la fusion partielle ne semble pas avoir affecté
les échantillons amassés. Les résultats de la géochimie en éléments traces
(surtout en ETR légère et en Nb) ne sont donc pas affectés par une fusion partielle
de la séquence. Ils peuvent donc être considérés comme représentatifs du
protolithe. Les diagrammes spiders ont montré que trois groupes géochimiques
distincts sont retrouvés, basés sur les concentrations en éléments traces
immobiles tels que le niobium et le tantale. Le premier groupe montre une
anomalie positive en Nb-Ta, attribuable à une composante de panache
mantélique. Le second montre une anomalie négative en ces mêmes éléments,
associée à une composante d’arc volcanique. Finalement, les échantillons du
dernier groupe montrent des patrons semblables à une composante de MORB
normal. Ces trois groupes sont retrouvés de manière aléatoire dans la séquence.
La présence d’un métamorphisme important ayant effacé toutes structures et
minéralogies pré-tectonique, en plus des nombreuses failles retrouvées
localement, rend la définition par cartographie de chacun de ces trois groupes
quasi impossible.
112
Pour ce qui est de la géodynamique ancienne de l’océan Iapétus, cette étude
permet d’apporter de nouvelles hypothèses. Considérant que la semelle
métamorphique est formée d’une portion de croûte océanique subductée et
accolée au manteau sus-jacent, l’étude de cette séquence permet d’obtenir de
l’information pertinente au sujet de la plaque tectonique complètement disparue
dans cette zone de subduction. Premièrement, il est possible d’affirmer la
présence d’un panache mantélique dans la région de formation de cette séquence.
Cependant, il faut considérer que la zone de contamination d’un panache
mantélique est très variable et peut s’étendre à quelques milliers de kilomètres
comme le montre le cas de la ride East-Scotia au sud de l’océan Atlantique avec la
contamination du plume de Bouvet (Livermore, 2003). La présentation des deux
modèles a montré la possibilité que la mise en place de cette semelle soit liée à la
présence d’une chaine de monts sous-marins. L’exemple de la perturbation créée
par la subduction de la chaine de Louisville pourrait s’avérer un environnement
favorable à la mise en place de plusieurs complexes ophiolitiques. De Souza et al.
(2012) avait discuté de la probabilité que les différents complexes ophiolitiques des
Appalaches proviennent d’un même segment de lithosphère océanique. La
subduction d’un mont océanique serait donc une hypothèse intéressante pour le
cas de la mise en place plusieurs complexes ophiolitiques corrélatifs, disposés sur
quelques centaines de mètres de distance, comme le montre la ligne de Brompton
Baie-Verte. Ce projet est une première en ce qui a trait à la géochimie d’une
semelle métamorphique associée à un complexe ophiolitique des Appalaches.
Considérant que les semelles proviennent d’une portion de la plaque océanique
subductée accolée sous les complexes ophiolitiques et le fait que les complexes
ophiolitiques des Appalaches proviennent d’un segment corrélatif de lithosphère, il
pourrait s’avéré très intéressant d’investiguer les autres semelles métamorphiques
retrouvées dans les Appalaches, à savoir si des caractéristiques géochimiques du
même type pourraient être retrouvées. La contamination de type panache
mantélique est la caractéristique la plus plausible pouvant être retrouvée dans les
autres semelles amphibolitiques appalachiennes compte tenu du rayon de
contamination de ce type de structure géologique.
113
Dans ce mémoire, beaucoup de résultats d’analyses à la microsonde électronique
sur la chimie minérale ont été obtenus. Tous ces résultats, liés à quelques
analyses supplémentaires, pourraient s’avérer très intéressants à une étude
quantitative plus approfondie sur le métamorphisme et les conditions P-T
enregistrés par cette séquence métamorphique.
114
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124
Chapitre 5 : Annexes
125
Annexe A
Chimie minérale des amphiboles de la Colline de Belmina
Table des abréviations pour le type d’amphibole
Tableaux A1 : Assemblage Amp-Ep
Tableaux A2 : Assemblage Amp-Grt-Ep
Tableaux A3 : Assemblage Amp-Grt-Ep-Cpx
126
Table des abréviations pour le type d’amphibole:
Hbl-Mag
Hbl-Tsh
Hbl-Ed
Hbl-Act
Par
Act
Tsh
Kata-Mag
Tit
Alm
Fer
Hornblende-Actinolitique
Actinolite
Tschermakite
Kataphorite-Magnésienne
Titanifère
Alumineuse
Ferrique
Abbréviations
Hornblende-Magnésienne
Hornblende-Tschermakitique
Hornblende-Édénitique
Pagasite
127
Tableau A1 : Assemblage Amp-Ep
Échantillions 2 4-1 2 4-2 2 3-1 2 3-2 2 2-1 2 2-2 2 1-1 2 1-2 4 1-1 4 1-2 4 1-3 4 2-1 4 2-3
type
d'amphibole*Hbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Tsh Hbl-Tsh Hbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Act Hbl-Mag Hbl-Tsh Hbl-Mag
Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure
SiO2 47,12 46,83 45,48 46,25 46,23 45,26 44,59 45,94 46,02 51,35 45,31 45,39 47,87
TiO2 0,55 0,38 0,60 0,40 0,54 0,63 0,91 0,58 0,67 0,27 0,89 0,77 0,53
Al2O3 11,14 11,31 12,60 12,43 12,21 12,61 13,20 12,46 12,71 5,55 12,46 12,95 9,43
FeO 11,93 11,17 12,19 12,06 11,99 12,82 12,34 11,90 10,83 11,45 11,35 10,81 11,34
MnO 0,22 0,24 0,24 0,19 0,25 0,25 0,25 0,26 0,19 0,23 0,21 0,22 0,19
MgO 13,45 13,88 13,05 13,14 13,37 12,68 12,82 12,99 13,63 15,07 13,31 13,64 14,60
CaO 11,90 12,35 11,89 12,01 11,86 12,34 11,86 11,96 11,74 12,39 12,11 11,92 11,96
Na2O 1,58 1,57 1,58 1,49 1,45 1,73 1,74 1,56 1,92 0,68 1,75 1,83 1,45
K2O 0,09 0,16 0,09 0,09 0,06 0,11 0,06 0,07 0,17 0,27 0,20 0,19 0,15
F 0,04 0,11 0,03 0,08 0,09 0,09 0,11 0,00 0,18 0,00 0,14 0,23 0,04
Cl 0,00 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,02 0,02 0,01 0,01 0,01 0,01 0,00
Cr2O3 0,08 0,04 0,08 0,27 0,04 0,15 0,09 0,10 0,07 0,05 0,08 0,10 0,21
H2O 2,06 2,03 2,05 2,04 2,03 2,03 2,01 2,07 1,99 2,08 2,00 1,97 2,05
Total 100,17 100,05 99,94 100,50 100,15 100,72 100,00 99,90 100,16 99,52 99,83 100,06 99,84
Si 6,74 6,71 6,52 6,59 6,59 6,50 6,40 6,59 6,57 7,38 6,53 6,49 6,84
Al iv 1,26 1,29 1,48 1,41 1,41 1,50 1,60 1,41 1,43 0,62 1,47 1,51 1,16
Al vi 0,61 0,62 0,65 0,67 0,64 0,63 0,64 0,69 0,70 0,32 0,64 0,68 0,43
Ti 0,06 0,04 0,06 0,04 0,06 0,07 0,10 0,06 0,07 0,03 0,10 0,08 0,06
Cr 0,01 0,00 0,01 0,03 0,00 0,02 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,02
Fe3+ 0,42 0,32 0,59 0,53 0,63 0,42 0,61 0,46 0,43 0,18 0,36 0,46 0,50
Fe2+ 1,00 1,02 0,87 0,91 0,80 1,12 0,87 0,96 0,87 1,20 1,01 0,84 0,86
Mn 0,03 0,03 0,03 0,02 0,03 0,03 0,03 0,03 0,02 0,03 0,03 0,03 0,02
Mg 2,87 2,97 2,79 2,79 2,84 2,71 2,74 2,78 2,90 3,23 2,86 2,91 3,11
Ca 1,82 1,90 1,83 1,83 1,81 1,90 1,82 1,84 1,79 1,91 1,87 1,83 1,83
Na 0,44 0,44 0,44 0,41 0,40 0,48 0,49 0,43 0,53 0,19 0,49 0,51 0,40
K 0,02 0,03 0,02 0,02 0,01 0,02 0,01 0,01 0,03 0,05 0,04 0,04 0,03
F 0,02 0,05 0,01 0,04 0,04 0,04 0,05 0,00 0,08 0,00 0,06 0,10 0,02
Cl 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
OH 1,98 1,95 1,98 1,96 1,96 1,96 1,95 2,00 1,91 2,00 1,93 1,89 1,98
Total 17,28 17,36 17,28 17,26 17,22 17,40 17,32 17,28 17,36 17,15 17,39 17,37 17,26
128
Tableau A1 : (Suite)
Échantillions 4 3-1 4 3-2 4 4-1 4 4-2 4 4-3 5 1-1 5 1-2 5 2-1 5 2-2 5 2-3 5 3-1 5 3-2 5 4-1 0
type
d'amphibole*
kaersutit
eHbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Tsh Hbl-Mag Hbl-Tsh Hbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Mag
Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Bordure
SiO2 44,46 49,03 49,01 47,34 45,89 47,89 46,96 44,86 47,34 45,22 45,40 45,79 45,67
TiO2 6,41 0,49 0,43 0,41 0,69 0,55 0,61 1,18 0,64 0,73 0,89 0,67 0,89
Al2O3 9,42 10,38 8,90 10,45 12,81 10,67 11,32 13,27 9,76 12,97 12,86 11,96 12,79
FeO 8,99 10,67 11,19 11,02 10,82 10,80 11,05 11,36 11,29 11,74 10,85 10,65 11,01
MnO 0,12 0,19 0,21 0,16 0,21 0,23 0,23 0,22 0,22 0,20 0,20 0,19 0,20
MgO 11,27 13,91 14,20 14,33 13,76 14,43 14,16 12,92 14,70 13,30 13,23 13,71 13,31
CaO 15,66 11,05 12,09 12,04 11,83 12,14 12,03 11,86 11,94 11,90 11,89 12,05 11,87
Na2O 1,04 1,01 1,30 1,40 1,69 1,54 1,69 1,89 1,39 1,91 1,83 1,76 1,78
K2O 0,12 1,04 0,13 0,19 0,18 0,14 0,11 0,16 0,11 0,16 0,14 0,12 0,18
F 0,15 0,00 0,05 0,12 0,09 0,11 0,00 0,13 0,09 0,00 0,12 0,00 0,00
Cl 0,01 0,01 0,01 0,01 0,00 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,02 0,00 0,02
Cr2O3 0,15 0,20 0,11 0,09 0,16 0,06 0,01 0,06 0,17 0,14 0,14 0,04 0,12
H2O 1,98 2,09 2,05 2,01 2,04 2,05 2,09 2,00 2,03 2,07 2,01 2,06 2,07
Total 99,82 100,06 99,70 99,58 100,21 100,62 100,25 99,93 99,66 100,36 99,55 98,99 99,90
Si 6,48 6,96 7,03 6,78 6,53 6,79 6,68 6,45 6,76 6,46 6,53 6,62 6,54
Al iv 1,52 1,04 0,97 1,22 1,47 1,21 1,32 1,55 1,24 1,54 1,47 1,38 1,46
Al vi 0,10 0,69 0,54 0,55 0,68 0,57 0,58 0,70 0,41 0,64 0,71 0,65 0,70
Ti 0,70 0,05 0,05 0,04 0,07 0,06 0,07 0,13 0,07 0,08 0,10 0,07 0,10
Cr 0,02 0,02 0,01 0,01 0,02 0,01 0,00 0,01 0,02 0,02 0,02 0,00 0,01
Fe3+ 0,00 0,40 0,23 0,46 0,52 0,38 0,45 0,38 0,61 0,53 0,34 0,33 0,38
Fe2+ 1,10 0,87 1,12 0,86 0,76 0,90 0,86 0,99 0,73 0,88 0,96 0,95 0,94
Mn 0,01 0,02 0,03 0,02 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,02 0,02 0,02 0,02
Mg 2,45 2,94 3,04 3,06 2,92 3,05 3,00 2,77 3,13 2,83 2,84 2,95 2,84
Ca 2,45 1,68 1,86 1,85 1,80 1,84 1,83 1,83 1,83 1,82 1,83 1,87 1,82
Na 0,30 0,28 0,36 0,39 0,47 0,42 0,47 0,53 0,38 0,53 0,51 0,49 0,50
K 0,02 0,19 0,02 0,03 0,03 0,03 0,02 0,03 0,02 0,03 0,03 0,02 0,03
F 0,07 0,00 0,02 0,06 0,04 0,05 0,00 0,06 0,04 0,00 0,05 0,00 0,00
Cl 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
OH 1,93 2,00 1,97 1,94 1,96 1,95 2,00 1,94 1,96 2,00 1,94 2,00 2,00
Total 17,15 17,14 17,24 17,27 17,30 17,29 17,32 17,38 17,23 17,38 17,37 17,38 17,35
129
Tableau A1 : (Suite)
Échantillions 5 4-2 5 4-3 7 4-1 7 4-2 7 3-1 7 3-2 7 2-1 7 2-2 7 1-1 7 1-2 16 4-1 16 4-2 16 4-3 0
type
d'amphibole*Hbl-Mag Hbl-Tsh Tsh Par Par Par Par Par Par Par Hbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Ed
Coeur Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure
SiO2 45,52 44,00 42,55 41,45 42,53 42,63 42,84 42,88 42,76 42,21 45,17 45,55 44,21
TiO2 0,85 0,62 1,12 1,14 1,20 1,03 0,73 0,97 0,87 0,62 0,71 0,69 0,60
Al2O3 12,68 13,19 15,32 15,62 15,13 15,11 14,99 14,78 15,12 15,35 11,90 11,72 11,40
FeO 10,81 12,11 10,86 11,19 10,80 10,33 11,45 11,18 10,51 11,69 13,45 13,71 14,13
MnO 0,21 0,15 0,20 0,23 0,24 0,27 0,27 0,27 0,24 0,21 0,27 0,25 0,22
MgO 13,30 13,38 13,39 13,06 13,21 13,30 12,76 13,06 13,45 12,86 12,14 12,53 11,63
CaO 12,03 11,59 11,59 11,98 11,50 11,98 11,89 11,91 11,95 12,11 11,33 11,38 11,99
Na2O 1,85 1,90 2,30 2,35 2,30 2,20 2,32 2,36 2,22 2,25 1,97 1,90 1,71
K2O 0,15 0,17 0,46 0,43 0,47 0,45 0,31 0,44 0,43 0,39 0,55 0,50 0,54
F 0,08 0,13 0,03 0,18 0,05 0,10 0,05 0,17 0,14 0,00 0,13 0,00 0,17
Cl 0,01 0,02 0,02 0,02 0,00 0,02 0,01 0,01 0,01 0,02 0,00 0,00 0,01
Cr2O3 0,08 0,06 0,15 0,02 0,12 0,03 0,04 0,12 0,12 0,08 0,00 0,00 0,07
H2O 2,03 1,98 2,05 1,96 2,03 2,00 2,03 1,98 1,99 2,04 1,98 2,05 1,92
Total 99,58 99,29 100,02 99,63 99,59 99,45 99,69 100,12 99,83 99,81 99,59 100,29 98,60
Si 6,56 6,34 6,09 6,00 6,12 6,16 6,19 6,18 6,15 6,10 6,58 6,56 6,57
Al iv 1,44 1,66 1,91 2,00 1,88 1,84 1,81 1,82 1,85 1,90 1,42 1,44 1,43
Al vi0,71 0,57 0,68 0,67 0,69 0,73 0,75 0,69 0,71 0,72 0,62 0,55 0,56
Ti 0,09 0,07 0,12 0,12 0,13 0,11 0,08 0,11 0,09 0,07 0,08 0,07 0,07
Cr 0,01 0,01 0,02 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01 0,01 0,01 0,00 0,00 0,01
Fe3+0,28 0,81 0,70 0,62 0,64 0,47 0,50 0,48 0,56 0,59 0,46 0,60 0,32
Fe2+1,02 0,65 0,60 0,74 0,66 0,78 0,88 0,87 0,70 0,82 1,18 1,05 1,43
Mn 0,03 0,02 0,02 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03
Mg 2,86 2,87 2,86 2,82 2,83 2,86 2,75 2,81 2,88 2,77 2,63 2,69 2,57
Ca 1,86 1,79 1,78 1,86 1,77 1,85 1,84 1,84 1,84 1,87 1,77 1,76 1,91
Na 0,52 0,53 0,64 0,66 0,64 0,62 0,65 0,66 0,62 0,63 0,55 0,53 0,49
K 0,03 0,03 0,08 0,08 0,09 0,08 0,06 0,08 0,08 0,07 0,10 0,09 0,10
F 0,04 0,06 0,01 0,08 0,02 0,04 0,02 0,08 0,06 0,00 0,06 0,00 0,08
Cl 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
OH 1,96 1,94 1,98 1,92 1,97 1,95 1,97 1,92 1,93 2,00 1,94 2,00 1,92
Total 17,40 17,35 17,50 17,60 17,50 17,55 17,55 17,58 17,54 17,58 17,43 17,38 17,50
130
Tableau A1 : (Suite)
Échantillions 16 4-4 16 3-1 16 3-2 16 3-3 16 2-1 16 2-2 16 2-3 16 1-1 16 1-2 16 1-3 25 1-6 25 2-1 25 2-2
type
d'amphibole*Hbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Mag Act
Hbl-Par-
ferPar fer
Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure
SiO2 44,71 44,71 45,27 44,79 46,21 45,20 46,74 46,92 46,30 45,39 53,36 43,15 42,98
TiO2 0,69 0,89 0,65 0,75 0,60 0,69 0,61 0,55 0,51 0,67 0,04 1,60 0,88
Al2O3 11,77 11,74 11,44 12,43 9,86 11,36 10,04 10,92 11,53 11,26 3,22 14,19 14,80
FeO 13,58 13,24 13,42 13,28 13,60 13,86 13,42 13,18 13,54 13,41 13,11 13,58 13,87
MnO 0,28 0,21 0,27 0,24 0,25 0,24 0,20 0,22 0,22 0,27 0,20 0,18 0,20
MgO 11,75 12,12 12,27 12,18 13,17 12,37 12,95 12,28 12,00 12,07 15,67 11,13 11,42
CaO 11,57 11,34 11,30 11,35 11,23 11,56 11,64 10,77 10,78 11,41 12,23 11,65 11,60
Na2O 1,83 2,03 1,98 2,06 1,66 1,82 1,76 1,69 1,66 1,76 0,58 2,42 2,40
K2O 0,60 0,57 0,54 0,57 0,41 0,55 0,45 0,93 1,20 0,54 0,09 0,19 0,19
F 0,00 0,00 0,17 0,02 0,19 0,01 0,21 0,00 0,02 0,05 0,00 0,00 0,14
Cl 0,01 0,00 0,01 0,01 0,02 0,01 0,02 0,00 0,00 0,01 0,00 0,03 0,02
Cr2O3 0,12 0,03 0,08 0,00 0,01 0,02 0,09 0,05 0,05 0,05 0,00 0,00 0,00
H2O 2,02 2,03 1,95 2,03 1,94 2,03 1,95 2,05 2,04 2,00 2,09 2,04 1,98
Total 98,93 98,92 99,33 99,72 99,14 99,71 100,08 99,56 99,85 98,88 100,59 100,16 100,47
Si 6,58 6,56 6,61 6,51 6,71 6,58 6,77 6,80 6,71 6,65 7,57 6,29 6,22
Al iv 1,42 1,44 1,39 1,49 1,29 1,42 1,23 1,20 1,29 1,35 0,43 1,71 1,78
Al vi 0,62 0,59 0,58 0,63 0,40 0,52 0,48 0,66 0,68 0,60 0,10 0,73 0,74
Ti 0,08 0,10 0,07 0,08 0,07 0,07 0,07 0,06 0,06 0,07 0,00 0,18 0,10
Cr 0,01 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01 0,01 0,01 0,00 0,00 0,00
Fe3+ 0,35 0,40 0,47 0,48 0,72 0,53 0,42 0,43 0,46 0,41 0,43 0,27 0,55
Fe2+ 1,33 1,23 1,17 1,13 0,93 1,16 1,20 1,17 1,18 1,24 1,13 1,38 1,13
Mn 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,02 0,03 0,03 0,03 0,02 0,02 0,02
Mg 2,58 2,65 2,67 2,64 2,85 2,68 2,79 2,65 2,59 2,64 3,31 2,42 2,46
Ca 1,82 1,78 1,77 1,77 1,75 1,80 1,81 1,67 1,67 1,79 1,86 1,82 1,80
Na 0,52 0,58 0,56 0,58 0,47 0,51 0,49 0,47 0,47 0,50 0,16 0,68 0,67
K 0,11 0,11 0,10 0,11 0,08 0,10 0,08 0,17 0,22 0,10 0,02 0,03 0,04
F 0,00 0,00 0,08 0,01 0,09 0,00 0,10 0,00 0,01 0,02 0,00 0,00 0,06
Cl 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00
OH 2,00 2,00 1,92 1,99 1,91 1,99 1,90 2,00 1,99 1,97 2,00 1,99 1,93
Total 17,46 17,47 17,43 17,45 17,29 17,42 17,38 17,32 17,36 17,39 17,03 17,54 17,51
131
Tableau A1 : (Suite)
Échantillions 25 2-3 25 2-4 25 2-5 25 2-6 25 2-7 25 3-1 25 3-2 25 4-1 25 4-2 29 4-1 29 4-2 29 4-3 29 4-4
type
d'amphibole*Par fer Par fer Par fer Par fer Par fer Hbl-Tsh Hbl-Tsh Par fer Par fer Hbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Mag
Bordure Coeur Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure
SiO2 42,90 42,57 42,42 42,41 42,77 43,63 44,35 42,56 42,74 47,90 45,15 46,46 45,21
TiO2 1,36 1,46 1,23 1,56 1,30 1,43 0,87 1,50 1,58 0,41 0,52 0,56 0,57
Al2O3 15,04 14,99 15,15 15,10 14,56 13,42 12,56 14,40 14,45 8,53 10,93 10,93 11,84
FeO 13,71 14,05 13,85 14,06 13,87 13,84 13,33 14,17 13,93 14,79 15,08 14,17 14,45
MnO 0,22 0,24 0,24 0,22 0,21 0,18 0,21 0,20 0,17 0,30 0,31 0,23 0,29
MgO 11,16 10,91 10,92 11,06 11,20 11,75 11,97 11,44 11,23 12,23 11,16 11,80 11,65
CaO 11,65 11,61 11,63 11,62 11,79 11,60 11,63 11,71 11,58 11,82 11,83 11,90 11,50
Na2O 2,42 2,47 2,52 2,51 2,43 2,30 2,14 2,47 2,48 1,51 1,92 1,86 2,21
K2O 0,19 0,19 0,19 0,20 0,20 0,18 0,17 0,19 0,17 0,05 0,07 0,05 0,07
F 0,06 0,01 0,05 0,08 0,16 0,10 0,14 0,03 0,00 0,04 0,05 0,00 0,09
Cl 0,01 0,04 0,02 0,03 0,02 0,01 0,01 0,01 0,03 0,02 0,01 0,01 0,03
Cr2O3 0,00 0,00 0,03 0,02 0,05 0,02 0,11 0,00 0,02 0,04 0,00 0,01 0,10
H2O 2,02 2,03 2,01 2,01 1,96 2,00 1,97 2,03 2,04 0,01 0,03 0,03 0,00
Total 100,74 100,57 100,25 100,87 100,52 100,46 99,46 100,71 100,43 97,63 97,06 98,01 97,98
Si 6,20 6,18 6,18 6,14 6,22 6,32 6,47 6,16 6,21 6,99 6,67 6,75 6,58
Al iv 1,80 1,82 1,82 1,86 1,78 1,68 1,53 1,84 1,79 1,01 1,33 1,25 1,42
Al vi 0,76 0,74 0,78 0,71 0,71 0,61 0,63 0,62 0,68 0,45 0,58 0,63 0,61
Ti 0,15 0,16 0,14 0,17 0,14 0,16 0,10 0,16 0,17 0,05 0,06 0,06 0,06
Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01
Fe3+ 0,42 0,42 0,40 0,46 0,38 0,48 0,41 0,52 0,44 0,34 0,32 0,25 0,46
Fe2+ 1,23 1,28 1,29 1,24 1,30 1,19 1,21 1,19 1,26 1,46 1,54 1,47 1,30
Mn 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,02 0,03 0,02 0,02 0,04 0,04 0,03 0,04
Mg 2,40 2,36 2,37 2,39 2,43 2,54 2,61 2,47 2,43 2,66 2,46 2,56 2,53
Ca 1,80 1,81 1,81 1,80 1,84 1,80 1,82 1,82 1,80 1,85 1,87 1,85 1,79
Na 0,68 0,69 0,71 0,71 0,69 0,65 0,60 0,69 0,70 0,43 0,55 0,53 0,62
K 0,04 0,03 0,04 0,04 0,04 0,03 0,03 0,04 0,03 0,01 0,01 0,01 0,01
F 0,03 0,00 0,02 0,04 0,08 0,05 0,06 0,01 0,00 0,02 0,02 0,00 0,04
Cl 0,00 0,01 0,00 0,01 0,01 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01 0,00 0,00 0,01
OH 1,97 1,99 1,97 1,96 1,92 1,95 1,93 1,99 1,99 1,98 1,97 2,00 1,95
Total 17,52 17,53 17,56 17,54 17,56 17,48 17,46 17,55 17,53 17,28 17,44 17,39 17,43
132
Tableau A1 : (Suite)
Échantillions 30 1-1 30 1-2 30 2-1 30 2-2 30 2-3 30 2-4 30 3-1 30 3-2 30 3-3 30 3-4
type
d'amphibole*Hbl-Mag Hbl-Tsh Hbl-Mag Hbl-Tsh Hbl-Tsh Hbl-Mag Hbl-Tsh Hbl-Tsh Hbl-Mag Hbl-Mag
Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure
SiO2 45,35 44,99 47,52 43,59 44,68 49,33 44,66 45,18 48,40 50,13
TiO2 0,66 0,75 0,31 0,46 0,72 0,36 0,55 0,35 0,52 0,23
Al2O3 12,48 12,00 9,11 14,57 13,73 6,63 13,27 12,67 8,52 11,34
FeO 13,95 14,58 15,33 14,30 13,51 15,07 13,68 14,19 14,73 11,78
MnO 0,24 0,23 0,29 0,23 0,21 0,24 0,20 0,24 0,27 0,21
MgO 11,71 12,05 12,34 11,00 11,60 12,71 11,60 11,98 12,37 10,91
CaO 11,19 11,09 11,33 11,19 11,20 11,67 11,32 11,13 11,82 9,55
Na2O 2,31 2,23 1,76 2,30 2,19 1,30 2,25 2,32 1,53 1,06
K2O 0,14 0,11 0,13 0,13 0,12 0,12 0,11 0,12 0,11 2,19
F 0,03 0,11 0,08 0,00 0,01 0,09 0,06 0,09 0,03 0,09
Cl 0,01 0,02 0,00 0,02 0,01 0,01 0,02 0,00 0,02 0,01
Cr2O3 0,00 0,00 0,04 0,00 0,04 0,02 0,04 0,05 0,00 0,09
H2O 0,00 0,00 0,02 0,02 0,01 0,00 0,00 0,02 0,00 0,00
Total 98,06 98,15 98,25 97,80 98,02 97,54 97,77 98,34 98,32 97,58
Si 6,56 6,49 6,86 6,32 6,44 7,19 6,48 6,50 7,00 7,22
Al iv 1,44 1,51 1,14 1,68 1,56 0,81 1,52 1,50 1,00 0,78
Al vi 0,69 0,53 0,41 0,81 0,77 0,33 0,74 0,65 0,46 1,14
Ti 0,07 0,08 0,03 0,05 0,08 0,04 0,06 0,04 0,06 0,02
Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,01 0,01 0,00 0,01
Fe3+ 0,47 0,74 0,62 0,62 0,54 0,37 0,48 0,67 0,31 0,00
Fe2+ 1,22 1,02 1,23 1,11 1,09 1,47 1,17 1,03 1,47 1,42
Mn 0,03 0,03 0,04 0,03 0,03 0,03 0,02 0,03 0,03 0,03
Mg 2,53 2,59 2,66 2,38 2,49 2,76 2,51 2,57 2,67 2,34
Ca 1,73 1,71 1,75 1,74 1,73 1,82 1,76 1,72 1,83 1,47
Na 0,65 0,62 0,49 0,65 0,61 0,37 0,63 0,65 0,43 0,30
K 0,03 0,02 0,02 0,02 0,02 0,02 0,02 0,02 0,02 0,40
F 0,01 0,05 0,04 0,00 0,00 0,04 0,03 0,04 0,01 0,04
Cl 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
OH 1,99 1,95 1,96 2,00 1,99 1,96 1,97 1,96 1,98 1,96
Total 17,41 17,36 17,27 17,41 17,36 17,21 17,41 17,39 17,28 17,14
133
Tableau A2 : Assemblage Amp-Grt-Ep
Échantillions 1 4-1 1 4-2 1 3-2 1 3-4 1 2-3 1 1-1 1 1-2 9 1-3 9 1-4 9 2-1 9 2-2 9 3-3 9 4-1
type
d'amphibole*Hbl-Tsh Hbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Tsh Hbl-Tsh Hbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Tsh Hbl-Tsh Tsh Tsh-fer Hbl-Tsh Hbl-Tsh
Coeur Bordure
SiO2 44,66 45,75 46,11 45,07 43,96 44,35 44,40 44,18 43,86 43,20 41,70 43,45 44,07
TiO2 0,87 0,95 0,65 0,63 0,97 0,70 0,83 1,16 1,27 1,27 1,28 1,54 1,19
Al2O3 12,53 11,58 10,95 12,52 13,54 12,05 12,08 13,14 13,78 14,19 15,93 14,22 14,09
FeO 14,55 14,43 15,04 14,53 14,48 13,78 13,71 11,87 11,80 11,78 13,69 11,53 11,46
MnO 0,22 0,22 0,27 0,25 0,27 0,24 0,27 0,42 0,14 0,17 0,54 0,21 0,17
MgO 11,64 11,68 12,06 11,83 11,36 11,93 11,85 13,31 13,30 13,00 11,30 12,59 12,84
CaO 11,42 11,59 11,51 11,55 11,29 11,68 11,61 11,64 11,62 11,55 10,73 12,16 11,97
Na2O 1,97 1,87 1,82 1,99 1,89 1,97 2,00 2,12 2,31 2,35 2,63 2,00 2,04
K2O 0,07 0,08 0,07 0,06 0,07 0,05 0,06 0,21 0,23 0,22 0,20 0,22 0,21
F 0,01 0,00 0,20 0,13 0,04 0,00 0,04 0,00 0,10 0,08 0,11 0,00 0,14
Cl 0,02 0,01 0,03 0,01 0,01 0,03 0,02 0,02 0,03 0,03 0,01 0,02 0,02
Cr2O3 0,00 0,00 0,01 0,00 0,08 0,04 0,01 0,08 0,00 0,05 0,10 0,00 0,02
H2O 2,03 2,05 1,95 1,99 2,02 2,02 2,00 2,06 2,02 2,01 1,99 2,06 2,00
Total 99,99 100,20 100,67 100,58 100,03 98,86 98,89 100,20 100,45 99,90 100,21 100,00 100,22
Si 6,47 6,62 6,64 6,49 6,35 6,51 6,51 6,33 6,27 6,22 6,01 6,28 6,33
Al iv 1,53 1,38 1,36 1,51 1,65 1,49 1,49 1,67 1,73 1,78 1,99 1,72 1,67
Al vi 0,60 0,60 0,50 0,61 0,66 0,59 0,60 0,55 0,60 0,63 0,71 0,70 0,72
Ti 0,09 0,10 0,07 0,07 0,10 0,08 0,09 0,12 0,14 0,14 0,14 0,17 0,13
Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01 0,00 0,01 0,00 0,01 0,01 0,00 0,00
Fe3+ 0,63 0,43 0,65 0,63 0,74 0,51 0,47 0,66 0,61 0,61 0,91 0,32 0,40
Fe2+ 1,13 1,32 1,16 1,12 1,01 1,18 1,21 0,76 0,80 0,81 0,74 1,07 0,98
Mn 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,05 0,02 0,02 0,07 0,03 0,02
Mg 2,51 2,52 2,59 2,54 2,45 2,61 2,59 2,84 2,84 2,79 2,43 2,71 2,75
Ca 1,77 1,80 1,78 1,78 1,75 1,84 1,82 1,79 1,78 1,78 1,66 1,88 1,84
Na 0,55 0,53 0,51 0,56 0,53 0,56 0,57 0,59 0,64 0,66 0,73 0,56 0,57
K 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,04 0,04 0,04 0,04 0,04 0,04
F 0,00 0,00 0,09 0,06 0,02 0,00 0,02 0,00 0,04 0,04 0,05 0,00 0,06
Cl 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01 0,00 0,01 0,01 0,01 0,00 0,01 0,01
OH 1,99 2,00 1,90 1,94 1,98 1,99 1,98 1,99 1,95 1,96 1,95 1,99 1,93
Total 17,34 17,34 17,30 17,35 17,29 17,40 17,40 17,41 17,46 17,48 17,43 17,48 17,45
134
Tableau A2 : (Suite)
Échantillions 14 1-3 14 1-4 14 2-1 14 2-2 14 2-3 14 3-1 14 3-2 14 3-3 14 3-4 14 4-1 14 4-2 14 4-3 14 4-4
type
d'amphibole*Hbl-Tsh Hbl-Mag Tsh-fer Hbl-Act Hbl-Tsh Hbl-Mag
Hbl-Tsh-
ferHbl-Tsh Hbl-Tsh Hbl-Mag Hbl-Tsh Hbl-Tsh Hbl-Tsh
Coeur Bordure Bordure Coeur
SiO2 43,34 44,47 42,50 49,22 43,77 44,59 43,05 44,50 43,50 44,73 44,01 44,34 44,38
TiO2 0,73 0,55 0,68 0,21 0,77 0,76 0,85 0,72 0,92 0,79 0,79 0,73 0,84
Al2O3 13,52 12,58 13,17 6,25 12,82 11,46 13,10 13,16 13,10 11,80 13,00 12,39 12,68
FeO 15,88 15,85 17,11 17,17 15,88 16,24 16,11 15,15 15,90 14,81 15,61 14,99 14,39
MnO 0,12 0,15 0,18 0,30 0,15 0,22 0,17 0,16 0,12 0,20 0,23 0,19 0,20
MgO 10,35 10,44 10,63 11,21 10,74 10,76 10,84 10,91 10,58 11,34 11,05 11,25 11,24
CaO 11,12 11,23 10,53 12,02 11,37 11,39 10,98 11,65 11,30 11,58 11,72 11,69 11,55
Na2O 2,02 1,96 1,91 1,03 2,06 1,85 2,04 1,94 2,14 2,04 2,03 2,02 2,00
K2O 0,09 0,08 0,07 0,05 0,08 0,10 0,08 0,09 0,07 0,08 0,07 0,07 0,07
F 0,00 0,10 0,00 0,13 0,00 0,00 0,00 0,09 0,06 0,13 0,00 0,08 0,00
Cl 0,03 0,02 0,02 0,01 0,02 0,03 0,02 0,02 0,03 0,03 0,02 0,03 0,02
Cr2O3 0,05 0,00 0,01 0,00 0,02 0,06 0,06 0,01 0,03 0,12 0,07 0,07 0,13
H2O 2,01 1,97 1,99 1,96 2,02 2,01 2,01 2,00 1,99 1,96 2,04 1,99 2,03
Total 99,25 99,39 98,80 99,55 99,69 99,46 99,30 100,41 99,72 99,61 100,62 99,83 99,54
Si 6,35 6,52 6,22 7,26 6,40 6,55 6,29 6,45 6,36 6,55 6,38 6,47 6,48
Al iv 1,65 1,48 1,78 0,74 1,60 1,45 1,71 1,55 1,64 1,45 1,62 1,53 1,52
Al vi 0,69 0,69 0,49 0,35 0,61 0,53 0,55 0,70 0,62 0,58 0,60 0,60 0,66
Ti 0,08 0,06 0,07 0,02 0,08 0,08 0,09 0,08 0,10 0,09 0,09 0,08 0,09
Cr 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01 0,00 0,00 0,01 0,01 0,01 0,02
Fe3+ 0,71 0,57 1,29 0,23 0,65 0,63 0,94 0,50 0,65 0,45 0,63 0,51 0,46
Fe2+ 1,23 1,38 0,81 1,89 1,29 1,37 1,03 1,33 1,30 1,36 1,27 1,32 1,30
Mn 0,01 0,02 0,02 0,04 0,02 0,03 0,02 0,02 0,01 0,02 0,03 0,02 0,02
Mg 2,26 2,28 2,32 2,47 2,34 2,35 2,36 2,36 2,31 2,48 2,39 2,45 2,45
Ca 1,75 1,76 1,65 1,90 1,78 1,79 1,72 1,81 1,77 1,82 1,82 1,83 1,81
Na 0,57 0,56 0,54 0,29 0,59 0,53 0,58 0,55 0,61 0,58 0,57 0,57 0,57
K 0,02 0,02 0,01 0,01 0,01 0,02 0,02 0,02 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01
F 0,00 0,05 0,00 0,06 0,00 0,00 0,00 0,04 0,03 0,06 0,00 0,04 0,00
Cl 0,01 0,01 0,01 0,00 0,01 0,01 0,00 0,00 0,01 0,01 0,00 0,01 0,00
OH 1,99 1,95 1,99 1,94 1,99 1,99 2,00 1,95 1,97 1,93 2,00 1,96 2,00
Total 17,34 17,34 17,21 17,20 17,38 17,34 17,31 17,37 17,39 17,41 17,40 17,41 17,39
135
Tableau A2 : (Suite)
Échantillions 21-1 1-1 21-1 1-2 21-1 1-3 21-1 2-3 21-1 2-4 21-1 2-5 21-1 3-1 21-1 3-2 21-1 4-1 21-1 4-2 32 1-1 32 1-2 32 2-3
type
d'amphibole*
Hbl-Tsh-
ferHbl-Tsh Tsh-fer Hbl-Tsh
Hbl-Tsh-
ferHbl-Tsh
Hbl-Tsh-
ferHbl-Tsh
Hbl-Mag-
ferHbl-Tsh Hbl-Tsh
Hbl-Tsh-
fer
Hbl-Tsh-
fer
Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure
SiO2 45,44 45,39 42,78 44,99 44,07 45,33 44,07 44,58 46,33 44,04 43,64 43,31 44,01
TiO2 0,64 0,74 0,73 0,98 0,75 0,89 0,72 0,82 0,83 0,40 0,92 0,39 0,72
Al2O3 13,45 13,42 14,30 14,15 14,11 13,99 13,55 14,27 11,94 14,77 13,49 13,93 13,67
FeO 9,46 9,66 11,30 9,80 10,70 9,34 10,17 9,67 9,90 11,50 15,88 17,77 15,52
MnO 0,14 0,13 0,18 0,11 0,15 0,11 0,15 0,12 0,19 0,21 0,14 0,38 0,16
MgO 15,02 14,65 14,49 13,96 13,81 13,87 14,86 13,84 15,33 13,03 10,58 9,17 10,84
CaO 11,05 11,54 10,42 11,65 10,98 11,60 10,64 11,75 11,53 11,82 10,77 10,12 10,60
Na2O 1,85 2,10 2,27 2,03 1,92 1,91 1,90 2,01 1,95 2,07 2,51 2,56 2,56
K2O 0,17 0,20 0,15 0,19 0,17 0,18 0,16 0,21 0,14 0,11 0,10 0,10 0,08
F 0,14 0,00 0,11 0,02 0,12 0,03 0,02 0,06 0,08 0,00 0,06 0,08 0,00
Cl 0,02 0,01 0,02 0,01 0,01 0,01 0,01 0,02 0,01 0,01 0,02 0,02 0,01
Cr2O3 0,06 0,07 0,16 0,10 0,06 0,08 0,09 0,10 0,06 0,09 0,09 0,00 0,03
H2O 2,01 2,09 1,99 2,08 2,00 2,07 2,04 2,04 2,06 2,07 0,04 0,03 0,01
Total 99,46 99,99 98,91 100,06 98,84 99,41 98,38 99,48 100,32 100,11 98,23 97,86 98,21
Si 6,40 6,42 6,09 6,38 6,30 6,46 6,27 6,37 6,52 6,29 6,34 6,34 6,36
Al iv 1,60 1,58 1,91 1,62 1,70 1,54 1,73 1,63 1,48 1,71 1,66 1,66 1,64
Al vi 0,64 0,66 0,49 0,75 0,67 0,81 0,54 0,78 0,50 0,77 0,65 0,74 0,68
Ti 0,07 0,08 0,08 0,10 0,08 0,10 0,08 0,09 0,09 0,04 0,10 0,04 0,08
Cr 0,01 0,01 0,02 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,00 0,00
Fe3+ 0,95 0,64 1,34 0,51 0,94 0,42 1,21 0,47 0,77 0,64 0,72 0,93 0,78
Fe2+ 0,17 0,50 0,00 0,65 0,34 0,69 0,00 0,68 0,39 0,74 1,21 1,25 1,09
Mn 0,02 0,02 0,02 0,01 0,02 0,01 0,02 0,01 0,02 0,03 0,02 0,05 0,02
Mg 3,15 3,09 3,07 2,95 2,94 2,95 3,15 2,95 3,21 2,77 2,29 2,00 2,33
Ca 1,67 1,75 1,59 1,77 1,68 1,77 1,62 1,80 1,74 1,81 1,68 1,59 1,64
Na 0,51 0,57 0,63 0,56 0,53 0,53 0,52 0,56 0,53 0,57 0,71 0,73 0,72
K 0,03 0,04 0,03 0,03 0,03 0,03 0,03 0,04 0,02 0,02 0,02 0,02 0,01
F 0,06 0,00 0,05 0,01 0,05 0,01 0,01 0,03 0,04 0,00 0,03 0,04 0,00
Cl 0,01 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
OH 1,93 2,00 1,94 1,99 1,95 1,99 1,99 1,97 1,96 2,00 1,97 1,96 2,00
Total 17,20 17,36 17,28 17,36 17,24 17,33 17,19 17,39 17,29 17,40 17,40 17,33 17,37
136
Tableau A2 : (Suite)
Échantillions 32 3-1 32 3-2 33 3-1 33 3-2 33 2-1 33 2-2 33 1-1 33 1-2 31 2-1 31 2-2 31 2-3 31 2-4 31 3-5
type
d'amphibole*
Hbl-Tsh-
ferHbl-Mag Hbl-Mag
Hbl-Tsh-
ferHbl-Tsh Hbl-Tsh Hbl-Tsh Hbl-Mag Hbl-Tsh Hbl-Mag Hbl-Tsh Hbl-Mag Hbl-Tsh
Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur
SiO2 43,92 44,85 44,45 44,91 44,01 43,64 44,50 44,33 43,95 45,89 43,45 44,58 43,78
TiO2 0,80 0,57 0,64 0,61 0,56 0,62 0,69 0,48 0,67 0,68 1,16 0,90 0,89
Al2O3 14,11 12,65 11,38 11,65 11,88 12,51 12,69 11,98 13,21 10,71 13,62 12,40 13,10
FeO 15,38 14,93 17,66 16,99 16,89 16,22 15,78 16,35 14,75 15,08 14,74 15,22 13,79
MnO 0,18 0,19 0,43 0,28 0,26 0,33 0,19 0,33 0,05 0,08 0,03 0,07 0,02
MgO 10,87 11,04 9,81 11,19 10,32 10,22 10,53 10,62 11,36 11,56 11,18 10,92 11,37
CaO 10,81 11,04 11,31 10,54 10,81 11,15 11,01 10,99 11,53 11,66 11,54 11,40 11,65
Na2O 2,54 2,41 2,07 1,87 2,01 2,25 2,34 2,31 2,24 1,79 2,36 2,16 2,24
K2O 0,08 0,10 0,15 0,11 0,12 0,16 0,09 0,14 0,09 0,09 0,10 0,08 0,08
F 0,13 0,19 0,00 0,10 0,07 0,09 0,02 0,14 0,13 0,16 0,17 0,00 0,09
Cl 0,03 0,02 0,01 0,01 0,02 0,01 0,02 0,03 0,05 0,03 0,03 0,02 0,02
Cr2O3 0,00 0,03 0,04 0,00 0,01 0,03 0,04 0,00 0,00 0,06 0,00 0,00 0,00
H2O 0,01 0,00 0,02 0,00 0,01 0,03 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,01
Total 98,85 98,01 97,97 98,27 96,97 97,23 97,89 97,69 98,02 97,78 98,40 97,75 97,03
Si 6,32 6,53 6,56 6,47 6,49 6,45 6,49 6,50 6,39 6,70 6,32 6,52 6,44
Al iv 1,68 1,47 1,44 1,53 1,51 1,55 1,51 1,50 1,61 1,30 1,68 1,48 1,56
Al vi 0,71 0,70 0,54 0,45 0,55 0,63 0,68 0,58 0,66 0,55 0,65 0,65 0,71
Ti 0,09 0,06 0,07 0,07 0,06 0,07 0,08 0,05 0,07 0,07 0,13 0,10 0,10
Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00
Fe3+ 0,75 0,50 0,57 1,15 0,82 0,57 0,55 0,68 0,56 0,43 0,50 0,44 0,33
Fe2+ 1,10 1,31 1,61 0,89 1,26 1,43 1,38 1,33 1,23 1,41 1,29 1,42 1,37
Mn 0,02 0,02 0,05 0,03 0,03 0,04 0,02 0,04 0,01 0,01 0,00 0,01 0,00
Mg 2,33 2,40 2,16 2,40 2,27 2,25 2,29 2,32 2,46 2,52 2,42 2,38 2,49
Ca 1,66 1,72 1,79 1,63 1,71 1,77 1,72 1,73 1,80 1,82 1,80 1,79 1,84
Na 0,71 0,68 0,59 0,52 0,57 0,65 0,66 0,66 0,63 0,51 0,67 0,61 0,64
K 0,01 0,02 0,03 0,02 0,02 0,03 0,02 0,03 0,02 0,02 0,02 0,02 0,01
F 0,06 0,09 0,00 0,05 0,03 0,04 0,01 0,06 0,06 0,08 0,08 0,00 0,04
Cl 0,01 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01
OH 1,94 1,91 2,00 1,95 1,96 1,96 1,99 1,93 1,93 1,92 1,91 1,99 1,95
Total 17,39 17,42 17,41 17,17 17,30 17,44 17,40 17,41 17,45 17,35 17,48 17,41 17,49
137
Tableau A2 : (Suite)
Échantillions 31 3-6 31 3-7 31 3-8 31 4-1 31 4-2 31 4-3 31 5-5 31 5-6 31 5-7 31 5-8
type
d'amphibole*Hbl-Mag Hbl-Tsh Hbl-Tsh Hbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Par-fer Hbl-Tsh Hbl-Tsh Hbl-Tsh Hbl-Tsh
Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Bordure Coeur
SiO2 44,14 43,71 43,82 45,66 49,06 42,65 43,30 43,91 44,20 44,18
TiO2 0,88 1,14 0,79 0,82 0,45 0,58 1,12 1,03 0,92 0,94
Al2O3 12,16 13,62 12,36 11,42 6,54 14,23 13,38 13,17 12,72 13,44
FeO 14,01 13,94 14,42 14,26 16,62 16,32 14,93 14,69 15,28 14,22
MnO 0,00 0,01 0,03 0,07 0,23 0,05 0,00 0,03 0,06 0,04
MgO 11,65 11,35 11,60 11,31 11,61 9,81 11,30 11,45 11,28 11,04
CaO 11,50 11,65 11,76 11,83 11,85 11,73 11,47 11,64 11,52 11,19
Na2O 2,03 2,14 1,99 1,83 1,28 2,30 2,34 2,35 2,14 2,08
K2O 0,08 0,08 0,06 0,12 0,12 0,06 0,07 0,08 0,12 0,39
F 0,00 0,03 0,00 0,10 0,18 0,00 0,02 0,00 0,04 0,00
Cl 0,02 0,03 0,04 0,02 0,01 0,03 0,02 0,01 0,02 0,01
Cr2O3 0,00 0,00 0,03 0,05 0,03 0,00 0,00 0,07 0,00 0,00
H2O 0,00 0,00 0,01 0,02 0,00 0,02 0,00 0,03 0,01 0,03
Total 96,46 97,70 96,91 97,50 97,97 97,77 97,95 98,46 98,31 97,56
Si 6,50 6,37 6,44 6,70 7,20 6,29 6,31 6,37 6,42 6,45
Al iv 1,50 1,63 1,56 1,30 0,80 1,71 1,69 1,63 1,58 1,55
Al vi 0,61 0,71 0,59 0,67 0,34 0,76 0,60 0,62 0,59 0,76
Ti 0,10 0,12 0,09 0,09 0,05 0,06 0,12 0,11 0,10 0,10
Cr 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00
Fe3+ 0,46 0,42 0,51 0,18 0,24 0,45 0,59 0,49 0,58 0,43
Fe2+ 1,26 1,28 1,26 1,56 1,80 1,56 1,23 1,30 1,28 1,30
Mn 0,00 0,00 0,00 0,01 0,03 0,01 0,00 0,00 0,01 0,01
Mg 2,56 2,46 2,54 2,47 2,54 2,16 2,45 2,48 2,44 2,40
Ca 1,82 1,82 1,85 1,86 1,86 1,85 1,79 1,81 1,79 1,75
Na 0,58 0,61 0,57 0,52 0,36 0,66 0,66 0,66 0,60 0,59
K 0,02 0,01 0,01 0,02 0,02 0,01 0,01 0,01 0,02 0,07
F 0,00 0,01 0,00 0,04 0,08 0,00 0,01 0,00 0,02 0,00
Cl 0,01 0,01 0,01 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01 0,00
OH 1,99 1,98 1,99 1,95 1,91 1,99 1,99 2,00 1,97 2,00
Total 17,41 17,44 17,43 17,40 17,25 17,52 17,47 17,48 17,42 17,41
138
Tableau A3 : Assemblage Amp-Grt-Ep-Cpx
Échantillions 6 4-1 6 4-2 6 4-3 6 3-1 6 3-2 6 1-4 6 1-5 13 4-1 13 4-2 13 3-5 13 3-6 13 3-7 13 3-8
type
d'amphibole*Hbl-Tsh Hbl-Tsh Hbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Act Hbl-Mag Act Hbl-Tsh Hbl-Mag Hbl-Tsh Tsh-fer Hbl-Tsh Hbl-Mag
Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure
SiO2 44,90 44,59 45,49 47,31 51,03 45,32 54,04 43,97 45,21 44,36 42,97 44,18 46,19
TiO2 0,97 0,76 0,70 0,85 0,47 1,10 0,04 0,74 0,69 0,87 0,89 0,68 0,35
Al2O3 13,67 13,93 12,24 11,60 6,67 12,90 1,32 12,53 11,13 12,52 15,56 12,72 10,08
FeO 12,29 11,62 11,73 10,29 10,95 12,11 16,21 15,31 15,59 14,73 14,73 15,28 15,86
MnO 0,10 0,13 0,13 0,06 0,12 0,09 0,25 0,09 0,17 0,08 0,11 0,11 0,16
MgO 12,51 12,34 12,78 13,94 15,20 12,48 13,17 10,94 11,35 11,39 10,89 10,95 11,53
CaO 11,84 12,09 11,99 12,04 12,42 12,07 12,85 11,60 11,78 11,49 11,24 11,71 11,66
Na2O 1,79 1,77 1,58 1,42 0,76 1,69 0,17 1,94 1,77 1,90 1,81 1,95 1,58
K2O 0,20 0,19 0,19 0,32 0,11 0,19 0,04 0,07 0,09 0,04 0,08 0,07 0,08
F 0,06 0,05 0,07 0,04 0,00 0,04 0,09 0,07 0,10 0,04 0,11 0,05 0,00
Cl 0,00 0,00 0,01 0,01 0,01 0,02 0,01 0,03 0,03 0,01 0,04 0,03 0,03
Cr2O3 0,09 0,18 0,12 0,19 0,09 0,16 0,03 0,00 0,04 0,00 0,05 0,03 0,00
H2O 2,05 2,04 2,01 2,08 2,09 2,05 2,02 1,98 1,97 2,01 1,99 2,00 2,02
Total 100,46 99,68 99,03 100,11 99,92 100,21 100,23 99,25 99,92 99,45 100,46 99,75 99,52
Si 6,42 6,44 6,60 6,74 7,27 6,52 7,87 6,46 6,60 6,47 6,16 6,46 6,75
Al iv 1,58 1,56 1,40 1,26 0,73 1,48 0,13 1,54 1,40 1,53 1,84 1,54 1,25
Al vi 0,73 0,81 0,70 0,69 0,39 0,71 0,10 0,63 0,52 0,62 0,79 0,65 0,49
Ti 0,10 0,08 0,08 0,09 0,05 0,12 0,00 0,08 0,08 0,10 0,10 0,08 0,04
Cr 0,01 0,02 0,01 0,02 0,01 0,02 0,00 0,00 0,01 0,00 0,01 0,00 0,00
Fe3+ 0,47 0,29 0,32 0,25 0,22 0,28 0,00 0,53 0,52 0,58 0,88 0,50 0,57
Fe2+ 1,00 1,12 1,10 0,98 1,08 1,18 1,97 1,35 1,39 1,21 0,89 1,37 1,37
Mn 0,01 0,02 0,02 0,01 0,01 0,01 0,03 0,01 0,02 0,01 0,01 0,01 0,02
Mg 2,67 2,66 2,77 2,96 3,23 2,68 2,86 2,40 2,47 2,48 2,33 2,39 2,51
Ca 1,81 1,87 1,86 1,84 1,89 1,86 2,01 1,83 1,84 1,79 1,73 1,83 1,83
Na 0,50 0,50 0,45 0,39 0,21 0,47 0,05 0,55 0,50 0,54 0,50 0,55 0,45
K 0,04 0,03 0,03 0,06 0,02 0,03 0,01 0,01 0,02 0,01 0,01 0,01 0,01
F 0,03 0,02 0,03 0,02 0,00 0,02 0,04 0,03 0,05 0,02 0,05 0,02 0,00
Cl 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01 0,00 0,01 0,01 0,01
OH 1,97 1,98 1,96 1,98 2,00 1,98 1,96 1,96 1,94 1,98 1,94 1,97 1,99
Total 17,35 17,40 17,34 17,29 17,12 17,37 17,04 17,39 17,36 17,34 17,24 17,40 17,29
139
Tableau A3 : (Suite)
Échantillions 13 2-1 13 2-2 13 2-3 13 2-4 13 1-4 13 1-5 24 4-1 24 4-2 24 3-1 24 3-2 24 2-3 24 2-4
type
d'amphibole*Hbl-Tsh Hbl-Tsh Hbl-Mag Hbl-Tsh Tsh-alm Tsh-fer Hbl-Tsh
Kata-Mag-
almHbl-Tsh Hbl-Tsh Hbl-Tsh
Hbl-Par-
fer
Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure
SiO2 43,82 43,64 45,00 42,93 40,22 40,64 43,63 51,99 43,37 44,55 43,06 43,22
TiO2 0,69 0,78 0,75 0,51 0,28 0,53 1,24 0,16 1,27 1,04 1,24 0,96
Al2O3 12,48 12,74 11,36 14,75 20,72 16,42 13,98 27,24 13,73 13,01 14,23 13,91
FeO 14,69 14,93 15,20 16,30 8,50 18,14 13,48 3,58 13,39 12,50 13,96 13,61
MnO 0,16 0,11 0,16 0,18 0,07 0,24 0,12 0,04 0,04 0,19 0,08 0,09
MgO 10,91 11,28 11,18 9,39 5,85 8,53 11,51 2,08 11,64 11,97 11,20 11,59
CaO 11,65 11,42 11,67 11,72 18,77 11,34 12,28 4,75 12,05 12,28 12,13 12,39
Na2O 1,97 1,73 1,79 2,07 0,73 2,31 1,84 6,60 2,04 1,80 1,98 1,94
K2O 0,09 0,09 0,05 0,07 0,04 0,08 0,13 0,96 0,15 0,11 0,13 0,13
F 0,00 0,16 0,00 0,01 0,04 0,00 0,20 0,03 0,08 0,00 0,00 0,03
Cl 0,05 0,05 0,02 0,02 0,01 0,05 0,01 0,00 0,01 0,02 0,02 0,02
Cr2O3 0,04 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,10 0,00 0,00 0,01
H2O 1,99 1,93 2,02 2,01 1,99 1,99 1,96 2,21 2,00 2,05 2,04 2,02
Total 98,54 98,85 99,19 99,95 97,22 100,27 100,37 99,66 99,85 99,50 100,06 99,92
Si 6,49 6,40 6,61 6,31 6,00 5,97 6,33 7,01 6,32 6,50 6,27 6,30
Al iv 1,51 1,60 1,39 1,69 2,00 2,03 1,67 0,99 1,68 1,50 1,73 1,70
Al vi 0,67 0,60 0,58 0,86 1,64 0,81 0,72 3,34 0,68 0,73 0,72 0,69
Ti 0,08 0,09 0,08 0,06 0,03 0,06 0,14 0,02 0,14 0,11 0,14 0,11
Cr 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00
Fe3+ 0,40 0,73 0,44 0,42 0,00 0,86 0,31 0,00 0,33 0,18 0,36 0,34
Fe2+ 1,42 1,10 1,42 1,58 1,06 1,37 1,33 0,40 1,30 1,35 1,34 1,32
Mn 0,02 0,01 0,02 0,02 0,01 0,03 0,01 0,01 0,00 0,02 0,01 0,01
Mg 2,41 2,47 2,45 2,06 1,30 1,87 2,49 0,42 2,53 2,60 2,43 2,52
Ca 1,85 1,79 1,84 1,84 3,00 1,78 1,91 0,69 1,88 1,92 1,89 1,94
Na 0,57 0,49 0,51 0,59 0,21 0,66 0,52 1,72 0,58 0,51 0,56 0,55
K 0,02 0,02 0,01 0,01 0,01 0,01 0,02 0,17 0,03 0,02 0,02 0,02
F 0,00 0,07 0,00 0,00 0,02 0,00 0,09 0,01 0,04 0,00 0,00 0,01
Cl 0,01 0,01 0,00 0,01 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
OH 1,99 1,92 2,00 1,99 1,98 1,99 1,91 1,99 1,96 2,00 2,00 1,98
Total 17,43 17,30 17,36 17,45 17,26 17,46 17,45 16,76 17,49 17,45 17,48 17,51
140
Tableau A3 : (Suite)
Échantillions 27 1-1 27 1-2 27 2-5 27 4-5 6-2 4-1 6-2 4-2 6-2 3-2 6-2 1-1
type
d'amphibole*Par-fer Par
Par-fer-
titHbl-Par Hbl-Tsh Hbl-Mag Hbl-Mag Hbl-Mag
Coeur Bordure Coeur Bordure
SiO2 42,46 43,20 42,47 43,73 44,80 45,17 45,33 45,63
TiO2 1,92 1,07 2,36 1,35 0,79 0,90 0,95 0,88
Al2O3 15,40 14,86 14,64 14,53 13,38 13,18 12,80 12,40
FeO 11,91 12,00 11,94 11,33 11,94 11,35 10,62 11,95
MnO 0,08 0,06 0,05 0,03 0,09 0,12 0,06 0,09
MgO 12,09 12,73 12,17 12,87 12,79 12,66 13,47 12,59
CaO 11,80 11,89 12,24 11,88 11,76 11,92 12,13 11,92
Na2O 2,72 2,60 2,51 2,41 1,63 1,73 1,66 1,73
K2O 0,15 0,13 0,16 0,17 0,18 0,20 0,19 0,17
F 0,00 0,09 0,07 0,21 0,00 0,17 0,00 0,00
Cl 0,06 0,07 0,07 0,06 0,00 0,01 0,02 0,07
Cr2O3 0,04 0,00 0,01 0,05 0,02 0,05 0,16 0,12
H2O 2,05 2,01 2,01 1,96 0,01 0,01 0,00 0,02
Total 100,68 100,70 100,70 100,60 97,37 97,45 97,39 97,55
Si 6,12 6,20 6,16 6,27 6,45 6,53 6,52 6,60
Al iv 1,88 1,80 1,84 1,73 1,55 1,47 1,48 1,40
Al vi 0,74 0,71 0,66 0,73 0,72 0,78 0,70 0,71
Ti 0,21 0,12 0,26 0,15 0,09 0,10 0,10 0,10
Cr 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,01 0,02 0,01
Fe3+ 0,28 0,45 0,13 0,34 0,54 0,28 0,32 0,27
Fe2+ 1,15 0,99 1,32 1,02 0,90 1,09 0,96 1,17
Mn 0,01 0,01 0,01 0,00 0,01 0,01 0,01 0,01
Mg 2,60 2,72 2,63 2,75 2,74 2,73 2,89 2,71
Ca 1,82 1,83 1,90 1,83 1,81 1,85 1,87 1,85
Na 0,76 0,72 0,70 0,67 0,45 0,49 0,46 0,48
K 0,03 0,02 0,03 0,03 0,03 0,04 0,04 0,03
F 0,00 0,04 0,03 0,10 0,00 0,08 0,00 0,00
Cl 0,02 0,02 0,02 0,02 0,00 0,00 0,01 0,02
OH 1,98 1,94 1,95 1,89 2,00 1,92 1,99 1,98
Total 17,61 17,57 17,64 17,53 17,30 17,37 17,37 17,36
141
Annexe B
Chimie minérale des grenats de la Colline de Belmina
142
Tableau B : Grenats
Échantillons 1 2-1 1 2-2 9 1-1 9 1-2 9 2-3 9 2-4 9 3-1 9 3-2 6 3-3 6 3-4 6 2-1 6 2-2
Coeur Bordure Bordure Coeur Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure
SiO2 38,16 38,49 38,69 39,08 39,62 38,77 38,43 38,30 39,03 36,17 38,54 38,54
TiO2 0,17 0,12 0,20 0,00 0,09 0,08 0,14 0,18 0,29 0,03 0,29 0,07
Al2O3 20,50 20,59 20,91 21,58 21,33 21,18 20,77 21,03 20,74 20,66 20,78 21,23
FeO 21,19 20,86 20,91 19,36 18,26 20,09 21,12 20,35 19,65 21,18 19,28 20,73
MnO 1,95 1,70 3,05 1,64 1,64 2,96 3,05 2,76 0,85 1,01 0,97 0,89
MgO 4,31 4,62 5,70 8,69 7,90 6,08 5,09 5,73 6,75 7,51 6,60 7,19
CaO 12,31 12,29 9,89 8,94 10,50 10,12 10,31 10,50 11,06 8,96 11,40 9,89
Na2O 0,01 0,02 0,00 0,01 0,02 0,02 0,02 0,02 0,02 0,04 0,01 0,03
ZnO 0,00 0,00 0,07 0,02 0,06 0,04 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Cr2O3 0,00 0,03 0,00 0,11 0,00 0,00 0,00 0,00 0,26 0,04 0,12 0,08
Fe2O3 1,91 1,95 1,57 1,19 1,68 1,32 1,60 1,23 1,58 1,07 1,40 1,16
Total 100,55 100,76 100,98 100,63 101,11 100,67 100,58 100,15 100,31 96,65 99,39 99,85
Si 5,95 5,97 5,97 5,94 5,99 5,97 5,97 5,94 5,99 5,81 5,97 5,94
Ti 0,02 0,01 0,02 0,00 0,01 0,01 0,02 0,02 0,03 0,00 0,03 0,01
Al 3,77 3,76 3,80 3,87 3,80 3,84 3,80 3,85 3,75 3,91 3,79 3,86
Cr 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,03 0,01 0,01 0,01
Fe3+ 0,22 0,23 0,18 0,14 0,19 0,15 0,19 0,14 0,18 0,13 0,16 0,14
Mg 1,00 1,07 1,31 1,97 1,78 1,40 1,18 1,33 1,54 1,80 1,52 1,65
Ca 2,05 2,04 1,64 1,46 1,70 1,67 1,72 1,75 1,82 1,54 1,89 1,63
Mn 0,26 0,22 0,40 0,21 0,21 0,39 0,40 0,36 0,11 0,14 0,13 0,12
Fe2+ 2,76 2,70 2,70 2,46 2,31 2,59 2,74 2,64 2,52 2,84 2,50 2,67
Na 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,00 0,01
Almandin 43,23 42,62 42,82 38,79 36,55 41,36 43,61 41,91 39,98 40,16 39,36 42,68
Andradite 3,21 2,76 2,47 2,44 2,01 2,03 2,37 2,41 1,96 5,08 2,27 2,26
Grossulaire 31,99 32,32 25,50 21,75 27,22 26,33 27,00 27,12 28,64 21,33 29,74 25,02
Pyrope 17,15 18,39 22,40 33,16 30,60 23,72 20,16 22,41 26,68 30,93 26,07 27,84
Spessartine 4,42 3,84 6,81 3,55 3,62 6,55 6,86 6,15 1,91 2,37 2,18 1,95
Uvarovite 0,01 0,08 0,00 0,32 0,00 0,00 0,00 0,00 0,83 0,12 0,37 0,24
Pôles moléculaires
143
Tableau B : (Suite)
Échantillons 6 2-3 6 1-2 6 1-3 21-1 1-4 21-1 1-5 21-1 2-1 21-1 2-2 21-1 3-3 21-1 3-4 21-1 4-3 21-1 4-4 14 1-1 14 1-2
Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Bordure Coeur
SiO2 38,54 38,52 39,12 39,16 39,74 38,99 39,38 39,31 39,83 39,68 38,98 37,88 37,92
TiO2 0,05 0,27 0,01 0,01 0,11 0,05 0,00 0,11 0,06 0,04 0,08 0,11 0,12
Al2O3 20,89 20,82 20,97 21,48 21,86 20,95 21,55 21,26 21,46 21,73 21,38 20,56 20,66
FeO 19,82 19,19 20,27 19,64 17,88 20,41 18,63 18,81 18,30 20,03 20,25 21,49 22,87
MnO 0,96 0,97 0,89 1,76 1,24 1,93 1,00 1,51 1,01 1,18 1,93 1,77 1,47
MgO 7,05 6,61 6,73 8,78 9,89 8,20 10,32 7,93 9,86 9,75 8,25 3,62 3,47
CaO 10,53 11,90 10,67 8,07 8,78 7,77 7,55 9,87 8,26 7,26 8,08 12,63 12,12
Na2O 0,02 0,04 0,05 0,01 0,02 0,00 0,01 0,03 0,00 0,03 0,00 0,06 0,04
ZnO 0,02 0,01 0,00 0,00 0,00 0,02 0,00 0,01 0,10 0,06 0,00 0,00 0,00
Cr2O3 0,19 0,12 0,24 0,07 0,03 0,38 0,19 0,17 0,06 0,08 0,07 0,00 0,06
Fe2O3 1,48 1,58 1,62 1,19 1,07 1,41 1,19 1,32 1,54 1,21 1,14 1,54 1,36
Total 99,62 100,02 100,56 100,16 100,79 100,15 99,86 100,33 100,51 101,04 100,16 99,66 100,13
Si 5,96 5,94 5,99 5,97 5,97 5,98 5,97 5,99 6,00 5,97 5,97 5,96 5,96
Ti 0,01 0,03 0,00 0,00 0,01 0,01 0,00 0,01 0,01 0,00 0,01 0,01 0,01
Al 3,81 3,78 3,79 3,86 3,87 3,79 3,85 3,82 3,81 3,86 3,86 3,81 3,83
Cr 0,02 0,02 0,03 0,01 0,00 0,05 0,02 0,02 0,01 0,01 0,01 0,00 0,01
Fe3+ 0,17 0,18 0,19 0,14 0,12 0,16 0,14 0,15 0,17 0,14 0,13 0,18 0,16
Mg 1,63 1,52 1,54 2,00 2,21 1,88 2,33 1,80 2,22 2,19 1,88 0,85 0,81
Ca 1,74 1,97 1,75 1,32 1,41 1,28 1,23 1,61 1,33 1,17 1,33 2,13 2,04
Mn 0,13 0,13 0,12 0,23 0,16 0,25 0,13 0,20 0,13 0,15 0,25 0,24 0,20
Fe2+ 2,56 2,48 2,60 2,50 2,25 2,62 2,36 2,40 2,31 2,52 2,59 2,83 3,01
Na 0,01 0,01 0,01 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01 0,00 0,01 0,00 0,02 0,01
Almandin 40,64 38,52 41,59 40,11 35,90 41,96 37,71 38,34 36,86 40,57 41,51 45,13 48,18
Andradite 2,40 2,97 1,82 1,85 1,62 1,89 1,85 1,59 1,66 1,76 1,90 2,36 2,28
Grossulaire 26,62 30,12 27,49 20,24 22,23 18,70 18,31 25,42 21,03 17,81 20,31 34,01 32,20
Pyrope 27,59 25,86 26,37 33,76 37,51 31,98 39,39 30,78 38,03 37,06 31,83 14,48 13,82
Spessartine 2,14 2,16 1,97 3,84 2,67 4,28 2,18 3,34 2,22 2,54 4,24 4,02 3,31
Uvarovite 0,60 0,38 0,75 0,21 0,08 1,19 0,56 0,53 0,20 0,25 0,21 0,00 0,20
Pôles moléculaires
144
Tableau B :(Suite)
Échantillons 14 2-4 14 2-5 14 2-6 14 2-7 13 4-3 13 4-4 13 3-1 13 3-2 13 3-3 13 3-4 13 2-5 13 2-6 13 2-7
Coeur Bordure Coeur Bordure Bordure Coeur Coeur Bordure Bordure Coeur Bordure Coeur Coeur
SiO2 38,14 38,07 37,95 38,08 38,24 37,19 37,35 37,86 38,19 37,74 38,26 37,67 37,51
TiO2 0,25 0,19 0,21 0,06 0,11 0,12 0,11 0,10 0,15 0,10 0,04 0,12 0,16
Al2O3 20,54 20,32 20,45 20,53 20,78 20,65 20,73 20,97 20,70 20,71 20,72 20,55 20,61
FeO 22,29 21,88 21,88 22,06 21,98 26,78 25,71 23,39 22,61 25,92 23,40 24,81 24,33
MnO 0,86 0,84 1,19 0,84 1,15 3,36 2,87 0,90 0,79 2,18 0,78 2,30 1,41
MgO 3,93 3,98 3,56 3,86 4,14 2,83 2,57 3,49 3,84 2,73 3,11 2,70 3,47
CaO 12,57 12,58 13,10 12,65 12,38 8,32 9,70 12,51 12,53 9,93 12,48 10,66 10,89
Na2O 0,02 0,04 0,03 0,02 0,04 0,04 0,05 0,03 0,04 0,04 0,02 0,03 0,04
ZnO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,07 0,00 0,06 0,01 0,00 0,00
Cr2O3 0,07 0,00 0,03 0,04 0,00 0,02 0,00 0,05 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00
Fe2O3 1,57 1,91 1,70 1,67 1,49 1,02 0,92 1,09 1,52 1,18 1,43 1,31 1,21
Total 100,28 99,83 100,10 99,84 100,32 100,33 100,01 100,49 100,39 100,61 100,29 100,13 99,65
Si 5,96 5,97 5,95 5,97 5,96 5,92 5,95 5,93 5,96 5,96 6,00 5,97 5,94
Ti 0,03 0,02 0,02 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,02 0,01 0,00 0,01 0,02
Al 3,78 3,76 3,78 3,80 3,82 3,88 3,89 3,87 3,81 3,86 3,83 3,84 3,85
Cr 0,01 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Fe3+ 0,18 0,23 0,20 0,20 0,18 0,12 0,11 0,13 0,18 0,14 0,17 0,16 0,14
Mg 0,92 0,93 0,83 0,90 0,96 0,67 0,61 0,81 0,89 0,64 0,73 0,64 0,82
Ca 2,11 2,12 2,20 2,13 2,07 1,42 1,65 2,10 2,10 1,68 2,10 1,81 1,85
Mn 0,11 0,11 0,16 0,11 0,15 0,45 0,39 0,12 0,11 0,29 0,10 0,31 0,19
Fe2+ 2,91 2,87 2,87 2,89 2,87 3,57 3,42 3,06 2,95 3,43 3,07 3,29 3,22
Na 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,02 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01
Almandin 46,30 45,49 45,35 46,21 45,75 57,03 55,41 48,88 47,18 55,68 49,86 53,14 51,73
Andradite 2,55 2,70 2,84 2,37 2,35 2,60 2,00 2,50 2,39 1,99 1,59 2,09 2,44
Grossulaire 33,28 33,82 34,79 33,91 32,90 21,31 25,82 32,75 33,34 26,49 34,33 28,70 28,80
Pyrope 15,69 16,06 14,23 15,47 16,41 11,35 10,26 13,72 15,24 10,91 12,44 10,83 13,84
Spessartine 1,94 1,94 2,71 1,91 2,59 7,64 6,50 2,00 1,79 4,93 1,78 5,25 3,19
Uvarovite 0,23 0,00 0,08 0,13 0,00 0,07 0,00 0,15 0,06 0,00 0,00 0,00 0,00
Pôles moléculaires
145
Tableau B :(Suite)
Échantillons 13 2-8 13 1-1 13 1-2 27 1-7 27 1-8 27 2-1 27 2-2 27 3-4 27 3-5 27 4-1 27 4-2 27 4-3 27 4-4
Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure
SiO2 37,75 37,34 38,44 39,70 39,47 39,55 39,39 39,43 39,53 39,52 39,05 39,52 39,45
TiO2 0,07 0,19 0,13 0,14 0,10 0,02 0,07 0,09 0,12 0,09 0,08 0,15 0,10
Al2O3 19,20 20,46 20,71 21,55 21,43 21,25 21,38 21,12 21,41 21,24 20,97 21,36 21,39
FeO 18,94 24,11 21,98 19,53 20,50 19,18 19,85 18,89 20,00 19,57 19,62 19,20 19,52
MnO 0,72 3,06 1,20 0,67 0,66 0,40 0,57 0,56 0,56 0,60 0,65 0,55 0,55
MgO 3,88 2,31 3,59 8,81 8,25 7,88 8,29 8,59 8,39 8,67 8,26 8,42 8,50
CaO 11,68 10,94 12,67 9,18 9,18 10,80 9,55 10,04 9,38 9,21 9,48 10,00 9,40
Na2O 0,00 0,04 0,03 0,02 0,04 0,03 0,05 0,03 0,03 0,03 0,05 0,02 0,03
ZnO 0,09 0,01 0,00 0,03 0,07 0,00 0,00 0,00 0,02 0,04 0,00 0,00 0,00
Cr2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,06 0,00 0,00 0,07 0,07 0,00 0,01 0,00 0,00
Fe2O3 2,99 1,14 1,47 1,382 1,467 1,824 1,51 1,913 1,429 1,759 1,896 1,555 1,423
Total 99,93 99,60 100,25 101,01 101,22 100,92 100,66 100,80 100,94 100,76 100,10 100,80 100,38
Si 5,95 5,96 6,00 5,99 5,97 5,99 5,98 5,97 5,98 5,99 5,97 5,98 5,99
Ti 0,01 0,02 0,02 0,02 0,01 0,00 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,02 0,01
Al 3,57 3,85 3,81 3,83 3,82 3,79 3,83 3,77 3,82 3,79 3,78 3,81 3,83
Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,01 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00
Fe3+ 0,36 0,14 0,17 0,16 0,17 0,21 0,17 0,22 0,16 0,20 0,22 0,18 0,16
Mg 0,91 0,55 0,84 1,98 1,86 1,78 1,88 1,94 1,89 1,96 1,88 1,90 1,93
Ca 1,97 1,87 2,12 1,48 1,49 1,75 1,55 1,63 1,52 1,50 1,55 1,62 1,53
Mn 0,10 0,41 0,16 0,09 0,09 0,05 0,07 0,07 0,07 0,08 0,08 0,07 0,07
Fe2+ 2,50 3,22 2,87 2,46 2,59 2,43 2,52 2,39 2,53 2,48 2,51 2,43 2,48
Na 0,00 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01
Almandin 44,32 51,94 46,37 39,33 41,45 38,41 40,17 37,41 40,41 39,30 39,49 38,45 39,65
Andradite 0,00 2,06 1,59 1,78 2,10 2,15 1,98 2,60 1,89 2,16 2,53 2,07 1,68
Grossulaire 36,85 29,67 34,92 23,57 23,07 27,98 24,56 25,19 23,90 23,55 24,14 25,73 24,50
Pyrope 17,03 9,30 14,38 33,86 31,74 30,58 32,03 33,33 32,36 33,66 32,37 32,54 32,95
Spessartine 1,79 7,03 2,74 1,46 1,44 0,88 1,26 1,24 1,23 1,32 1,44 1,21 1,22
Uvarovite 0,00 0,00 0,00 0,00 0,20 0,00 0,00 0,23 0,21 0,00 0,02 0,00 0,00
Pôles moléculaires
146
Tableau B : (Suite)
Échantillons 24 3-5 24 3-6 24 2-1 24 2-2 24 1-3 24 1-4 32 1-3 32 1-4 32 1-5 32 1-6 32 2-1 32 2-2 33 3-3
Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur
SiO2 39,26 39,11 39,22 38,51 39,03 39,12 38,56 38,40 38,43 38,64 38,09 38,22 37,92
TiO2 0,03 0,17 0,10 0,09 0,16 0,04 0,10 0,10 0,09 0,00 0,14 0,05 0,17
Al2O3 21,31 20,69 21,07 19,88 20,48 21,10 20,67 20,55 20,81 20,95 20,75 20,88 20,55
FeO 21,44 21,12 20,85 18,70 19,26 20,90 26,17 24,89 27,03 24,59 25,95 25,11 26,17
MnO 0,71 1,11 0,64 1,02 0,92 1,03 2,43 2,18 2,40 1,93 3,60 2,42 1,09
MgO 8,57 6,02 7,68 5,23 7,10 6,63 5,66 5,18 5,36 5,53 4,35 5,37 4,05
CaO 7,81 10,59 9,42 13,49 10,71 10,17 5,73 7,31 5,29 7,85 6,72 7,09 9,17
Na2O 0,03 0,03 0,02 0,02 0,04 0,03 0,05 0,06 0,07 0,03 0,08 0,10 0,05
ZnO 0,10 0,00 0,02 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02
Cr2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,04 0,05 0,02 0,04 0,00 0,00 0,00 0,03
Fe2O3 1,626 2,045 1,8 3,02 2,353 1,557 1,683 1,694 1,322 1,534 1,33 1,385 1,578
Total 100,90 101,03 100,83 99,97 100,11 100,61 101,16 100,40 100,86 101,06 101,01 100,63 100,78
Si 5,97 6,00 5,98 5,98 6,00 6,00 5,99 6,00 6,00 5,99 5,97 5,97 5,95
Ti 0,00 0,02 0,01 0,01 0,02 0,00 0,01 0,01 0,01 0,00 0,02 0,01 0,02
Al 3,82 3,74 3,79 3,64 3,71 3,81 3,79 3,79 3,83 3,83 3,83 3,84 3,80
Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00
Fe3+ 0,19 0,24 0,21 0,35 0,27 0,18 0,20 0,20 0,16 0,18 0,16 0,16 0,19
Mg 1,94 1,38 1,75 1,21 1,63 1,52 1,31 1,21 1,25 1,28 1,02 1,25 0,95
Ca 1,27 1,74 1,54 2,25 1,76 1,67 0,95 1,22 0,89 1,30 1,13 1,19 1,54
Mn 0,09 0,14 0,08 0,14 0,12 0,13 0,32 0,29 0,32 0,25 0,48 0,32 0,15
Fe2+ 2,73 2,71 2,66 2,43 2,48 2,68 3,40 3,25 3,53 3,19 3,40 3,28 3,43
Na 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,01 0,02 0,02 0,02 0,01 0,02 0,03 0,01
Almandin 43,63 43,14 42,16 36,74 38,58 43,04 55,39 52,96 57,99 51,60 55,25 53,15 55,14
Andradite 2,32 2,13 2,39 3,83 2,64 1,75 1,88 1,71 1,32 1,91 1,91 1,98 2,74
Grossulaire 19,38 28,24 24,05 35,71 28,23 26,79 14,43 19,39 13,74 20,35 17,34 18,17 23,44
Pyrope 33,11 23,99 29,99 21,34 28,46 26,00 22,63 20,88 21,39 21,81 17,34 21,25 16,12
Spessartine 1,56 2,51 1,42 2,37 2,10 2,29 5,52 4,99 5,44 4,33 8,15 5,44 2,47
Uvarovite 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,13 0,15 0,06 0,12 0,00 0,00 0,01 0,09
Pôles moléculaires
147
Tableau B (Suite)
Échantillons 33 3-4 33 2-3 28 1-8 28 1-9 31 2-5 31 2-6 31 2-7 31 2-8 31 3-1 31 3-2 31 3-3 31 3-4 31 4-4
Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur
SiO2 38,39 38,36 39,48 39,56 38,02 38,77 38,48 37,36 37,69 38,24 38,06 38,15 37,99
TiO2 0,05 0,05 0,12 0,00 0,08 0,10 0,04 0,04 0,02 0,07 0,05 0,04 0,11
Al2O3 20,64 20,52 21,29 21,35 20,50 20,52 20,69 20,72 20,59 20,69 20,77 20,41 20,66
FeO 25,21 25,12 17,63 18,23 23,53 21,68 22,15 22,99 23,69 22,27 23,22 21,69 23,84
MnO 0,82 1,72 1,73 1,78 1,81 0,30 0,21 0,21 1,93 0,15 1,28 0,17 2,06
MgO 4,32 3,84 8,57 7,97 2,73 4,73 4,83 4,73 2,64 4,98 3,23 4,86 2,64
CaO 9,72 9,26 9,96 10,04 12,04 12,45 12,11 11,46 11,77 11,83 12,30 12,33 11,76
Na2O 0,03 0,02 0,08 0,07 0,06 0,02 0,04 0,08 0,08 0,05 0,07 0,04 0,05
ZnO 0,01 0,01 0,01 0,02 0,01 0,04 0,00 0,00 0,02 0,00 0,00 0,07 0,02
Cr2O3 0,00 0,00 0,05 0,03 0,09 0,01 0,06 0,04 0,01 0,01 0,05 0,06 0,05
Fe2O3 1,762 1,708 1,625 1,573 1,535 2,136 1,857 1,245 1,32 1,708 1,345 2,06 1,297
Total 100,95 100,65 100,60 100,64 100,42 100,77 100,73 98,91 99,76 100,01 100,41 99,94 100,48
Si 5,98 6,01 5,98 6,00 5,98 5,99 5,96 5,91 5,98 5,96 5,97 5,96 5,98
Ti 0,01 0,01 0,01 0,00 0,01 0,01 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01 0,01 0,01
Al 3,79 3,79 3,80 3,82 3,80 3,74 3,78 3,86 3,85 3,80 3,84 3,76 3,83
Cr 0,00 0,00 0,01 0,00 0,01 0,00 0,01 0,01 0,00 0,00 0,01 0,01 0,01
Fe3+ 0,21 0,20 0,19 0,18 0,18 0,25 0,22 0,15 0,16 0,20 0,16 0,24 0,15
Mg 1,00 0,90 1,94 1,80 0,64 1,09 1,12 1,12 0,62 1,16 0,76 1,13 0,62
Ca 1,62 1,56 1,62 1,63 2,03 2,06 2,01 1,94 2,00 1,98 2,07 2,06 1,98
Mn 0,11 0,23 0,22 0,23 0,24 0,04 0,03 0,03 0,26 0,02 0,17 0,02 0,27
Fe2+ 3,29 3,29 2,23 2,31 3,10 2,80 2,87 3,04 3,14 2,90 3,05 2,83 3,14
Na 0,01 0,01 0,02 0,02 0,02 0,01 0,01 0,03 0,02 0,02 0,02 0,01 0,02
Almandin 53,02 53,64 35,21 37,05 50,07 44,52 45,85 47,75 50,98 46,17 49,17 44,76 50,93
Andradite 2,29 1,68 2,00 1,48 1,94 2,53 2,45 2,98 1,82 2,63 1,98 3,07 1,76
Grossulaire 25,58 25,22 25,61 26,48 32,57 33,27 31,88 29,77 32,14 31,06 32,97 32,16 31,93
Pyrope 17,25 15,50 33,23 30,96 10,99 18,95 19,16 18,89 10,62 19,76 12,83 19,43 10,55
Spessartine 1,86 3,96 3,81 3,94 4,14 0,69 0,47 0,48 4,41 0,34 2,88 0,39 4,68
Uvarovite 0,00 0,00 0,15 0,09 0,28 0,04 0,20 0,14 0,03 0,04 0,17 0,20 0,15
Pôles moléculaires
148
Tableau B : (Suite)
Échantillons 31 4-5 31 4-6 31 4-7 31 5-1 31 5-2 31 5-3 31 5-4 6-2 3-6 6-2 3-7 6-2 2-1 6-2 2-2 6-2 2-3 6-2 2-4
Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure Coeur Bordure
SiO2 38,73 37,91 38,37 37,89 38,68 38,10 38,67 39,13 41,57 38,27 38,54 44,43 38,70
TiO2 0,11 0,22 0,07 0,23 0,05 0,11 0,11 0,14 0,11 0,28 0,05 0,09 0,06
Al2O3 20,62 20,58 20,66 20,38 20,55 20,81 20,55 21,03 20,92 20,71 21,22 20,15 21,03
FeO 22,07 23,97 21,91 24,14 21,95 24,30 22,05 20,22 17,67 19,29 20,17 15,21 20,49
MnO 0,25 2,96 0,19 2,96 0,19 1,95 0,21 0,94 0,95 0,92 1,00 0,75 1,00
MgO 4,54 2,40 4,65 2,30 4,91 2,64 4,62 7,14 5,86 6,74 6,85 5,42 7,13
CaO 12,65 11,31 12,59 11,16 11,98 11,59 12,37 10,25 9,82 11,63 10,67 8,17 10,13
Na2O 0,05 0,05 0,03 0,04 0,05 0,05 0,02 0,03 1,20 0,02 0,04 0,08 0,03
ZnO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,02 0,00 0,02 0,00 0,05 0,00 0,05 0,07 0,00
Cr2O3 0,01 0,00 0,00 0,07 0,03 0,00 0,01 0,03 0,07 0,14 0,07 0,14 0,15
Fe2O3 2,056 1,308 1,847 1,465 2,044 1,197 2,011 1,696 1,945 1,581 1,206 1,349 1,499
Total 101,07 100,70 100,36 100,63 100,48 100,74 100,65 100,65 100,20 99,60 99,89 95,87 100,22
Si 5,98 5,97 5,96 5,98 6,00 5,98 5,99 5,98 6,29 5,93 5,95 6,81 5,95
Ti 0,01 0,03 0,01 0,03 0,01 0,01 0,01 0,02 0,01 0,03 0,01 0,01 0,01
Al 3,75 3,82 3,78 3,79 3,75 3,85 3,75 3,79 3,73 3,78 3,86 3,64 3,81
Cr 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,02 0,01 0,02 0,02
Fe3+ 0,24 0,16 0,22 0,17 0,24 0,14 0,23 0,20 0,22 0,18 0,14 0,16 0,17
Mg 1,04 0,56 1,08 0,54 1,13 0,62 1,07 1,63 1,32 1,56 1,58 1,24 1,64
Ca 2,09 1,91 2,10 1,89 1,99 1,95 2,05 1,68 1,59 1,93 1,76 1,34 1,67
Mn 0,03 0,40 0,03 0,40 0,03 0,26 0,03 0,12 0,12 0,12 0,13 0,10 0,13
Fe2+ 2,85 3,16 2,85 3,19 2,85 3,19 2,86 2,59 2,24 2,50 2,60 1,95 2,64
Na 0,02 0,01 0,01 0,01 0,02 0,01 0,01 0,01 0,35 0,01 0,01 0,02 0,01
Almandin 45,19 51,00 45,17 51,45 45,43 51,88 45,46 41,03 45,06 38,72 41,54 48,57 41,74
Andradite 2,65 1,98 2,71 2,02 2,30 1,62 2,46 2,17 0,00 3,23 2,30 0,00 2,53
Grossulaire 33,51 30,65 33,22 30,20 32,10 31,58 33,07 26,64 28,58 29,12 27,21 25,29 25,31
Pyrope 18,06 9,62 18,47 9,30 19,65 10,51 18,48 27,98 23,92 26,43 26,55 23,79 27,74
Spessartine 0,57 6,75 0,44 6,81 0,43 4,41 0,48 2,10 2,20 2,05 2,20 1,87 2,22
Uvarovite 0,02 0,00 0,00 0,22 0,09 0,00 0,04 0,08 0,24 0,45 0,21 0,49 0,46
Pôles moléculaires
149
Tableau B : (Suite)
Échantillons 6-2 1-5 6-2 1-6
Coeur Bordure
SiO2 39,05 38,80
TiO2 0,15 0,02
Al2O3 20,66 20,90
FeO 19,61 20,44
MnO 0,94 1,01
MgO 6,77 6,79
CaO 11,08 10,22
Na2O 0,05 0,03
ZnO 0,00 0,00
Cr2O3 0,16 0,13
Fe2O3 2,016 1,618
Total 100,51 99,98
Si 5,99 5,98
Ti 0,02 0,00
Al 3,73 3,80
Cr 0,02 0,02
Fe3+ 0,23 0,19
Mg 1,55 1,56
Ca 1,82 1,69
Mn 0,12 0,13
Fe2+ 2,52 2,64
Na 0,02 0,01
Almandin 39,52 42,10
Andradite 2,44 2,04
Grossulaire 28,63 26,48
Pyrope 26,81 26,72
Spessartine 2,11 2,26
Uvarovite 0,49 0,41
Pôles moléculaires
150
Annexe C
Chimie minérale des pyroxènes de la Colline de Belmina
151
Tableau C : Pyroxènes
Échantillons 27 1-3 27 1-4 27 1-5 27 1-6 27 2-3 27 3-1 27 3-2 27 3-3 27 4-6 27 4-7 24 3-3 24 3-4 24 2-5
SiO2 49,82 49,17 49,70 49,13 48,97 49,11 47,10 49,50 48,81 49,70 49,57 51,15 50,69
TiO2 0,85 0,98 0,76 1,17 1,10 0,96 0,52 0,99 1,00 0,82 0,58 0,61 0,43
Al2O3 6,56 7,62 6,29 7,60 7,52 7,58 6,91 7,36 7,27 6,53 5,40 4,38 4,34
Cr2O3 0,00 0,00 0,06 0,00 0,00 0,12 0,02 0,00 0,00 0,00 0,00 0,06 0,03
FeO(Tot) 7,38 7,28 7,08 6,89 6,93 7,02 9,56 6,69 7,34 7,36 8,04 8,24 8,61
MnO 0,09 0,08 0,09 0,05 0,02 0,06 0,08 0,06 0,06 0,08 0,10 0,10 0,17
MgO 11,57 11,47 11,57 11,48 11,51 11,41 12,41 11,96 11,41 11,17 11,57 12,12 12,03
CaO 22,61 22,24 23,16 22,44 22,38 22,40 19,45 22,50 22,28 22,58 22,65 23,33 22,66
Na2O 1,10 1,14 1,02 1,10 1,17 1,28 0,86 1,08 1,21 1,20 0,97 0,82 0,92
total 99,98 99,99 99,74 99,84 99,59 99,93 96,90 100,14 99,39 99,44 98,89 100,79 99,87
Si 1,84 1,82 1,84 1,82 1,82 1,81 1,80 1,82 1,82 1,85 1,86 1,89 1,89
Ti 0,02 0,03 0,02 0,03 0,03 0,03 0,01 0,03 0,03 0,02 0,02 0,02 0,01
Al 0,29 0,33 0,28 0,33 0,33 0,33 0,31 0,32 0,32 0,29 0,24 0,19 0,19
Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Fe3+ 0,06 0,06 0,06 0,04 0,06 0,08 0,12 0,06 0,08 0,05 0,08 0,06 0,08
Fe2+ 0,17 0,17 0,16 0,17 0,15 0,14 0,18 0,15 0,15 0,18 0,17 0,20 0,19
Mn 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01
Mg 0,64 0,63 0,64 0,63 0,64 0,63 0,71 0,66 0,63 0,62 0,65 0,67 0,67
Ca 0,90 0,88 0,92 0,89 0,89 0,89 0,80 0,89 0,89 0,90 0,91 0,92 0,90
Na 0,08 0,08 0,07 0,08 0,08 0,09 0,06 0,08 0,09 0,09 0,07 0,06 0,07
Wol. -Ca 50,84 50,69 51,71 51,24 51,09 51,20 44,02 50,72 50,77 51,47 50,30 50,04 49,13
Ens. - Mg 36,22 36,36 35,95 36,49 36,56 36,28 39,09 37,51 36,18 35,44 35,76 36,16 36,31
Fs. -Fe3+ 12,95 12,95 12,34 12,28 12,35 12,52 16,89 11,77 13,05 13,10 13,94 13,80 14,57
152
Tableau C : (Suite)
Échantillons 24 1-1 24 1-2 28 1-5 28 1-6 28 1-7 28 2-1 28 2-2 28 2-3 28 3-3 6-2 3-1 6-2 3-3 6-2 3-4 6-2 3-5
SiO2 50,57 50,19 48,76 48,79 48,01 48,17 48,62 48,71 48,50 50,28 50,03 49,96 50,08
TiO2 0,53 0,53 0,88 0,55 0,75 0,64 0,50 0,64 0,56 0,62 0,49 0,49 0,51
Al2O3 4,87 5,30 7,76 7,39 8,59 8,42 8,41 8,43 7,92 5,08 5,83 4,53 5,58
Cr2O3 0,00 0,00 0,04 0,07 0,02 0,05 0,04 0,04 0,00 0,15 0,24 0,07 0,24
FeO(Tot) 7,42 8,25 6,66 6,80 7,12 7,27 6,86 7,23 6,52 7,64 7,50 7,83 6,31
MnO 0,10 0,12 0,16 0,20 0,20 0,13 0,15 0,19 0,22 0,12 0,13 0,17 0,13
MgO 12,06 11,86 11,49 11,26 11,12 11,27 11,24 11,17 11,20 11,83 11,74 12,09 12,36
CaO 23,06 22,88 23,01 23,04 22,30 22,35 22,75 22,57 22,67 22,94 22,60 22,64 22,92
Na2O 0,97 0,91 1,11 1,15 1,28 1,19 1,18 1,15 1,09 0,84 0,93 0,81 0,95
total 99,56 100,04 99,85 99,26 99,40 99,48 99,76 100,13 98,68 99,49 99,47 98,59 99,09
Si 1,88 1,86 1,80 1,82 1,78 1,79 1,80 1,80 1,81 1,88 1,86 1,88 1,86
Ti 0,01 0,01 0,02 0,02 0,02 0,02 0,01 0,02 0,02 0,02 0,01 0,01 0,01
Al 0,21 0,23 0,34 0,32 0,38 0,37 0,37 0,37 0,35 0,22 0,26 0,20 0,24
Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,01
Fe3+ 0,06 0,08 0,09 0,10 0,11 0,11 0,10 0,08 0,07 0,04 0,05 0,07 0,06
Fe2+ 0,17 0,18 0,12 0,12 0,11 0,12 0,12 0,14 0,13 0,19 0,19 0,18 0,14
Mn 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01 0,00 0,00 0,01 0,01 0,00 0,00 0,01 0,00
Mg 0,67 0,66 0,63 0,62 0,62 0,62 0,62 0,61 0,62 0,66 0,65 0,68 0,69
Ca 0,92 0,91 0,91 0,92 0,89 0,89 0,90 0,89 0,91 0,92 0,90 0,91 0,91
Na 0,07 0,07 0,08 0,08 0,09 0,09 0,08 0,08 0,08 0,06 0,07 0,06 0,07
Wol. -Ca 50,54 49,93 52,06 52,34 51,46 51,14 52,00 51,58 52,32 50,58 50,47 49,68 50,88
Ens. - Mg 36,76 36,02 36,19 35,60 35,71 35,87 35,76 35,52 35,95 36,28 36,46 36,90 38,18
Fs. -Fe3+ 12,70 14,05 11,75 12,06 12,82 12,99 12,24 12,90 11,74 13,14 13,07 13,41 10,94
153
Tableau C : (Suite)
Échantillons 6-2 2-5 6-2 2-6 6-2 2-7 6-2 1-2 6-2 1-3 6-2 1-4
SiO2 49,93 49,32 50,04 51,60 50,89 49,63
TiO2 0,47 0,64 0,48 0,42 0,42 0,55
Al2O3 5,53 5,82 5,75 3,76 5,89 5,18
Cr2O3 0,10 0,17 0,01 0,01 0,17 0,19
FeO(Tot) 7,49 7,76 7,49 10,17 7,48 7,21
MnO 0,11 0,13 0,11 0,17 0,07 0,11
MgO 11,87 11,76 11,53 12,75 11,26 11,73
CaO 22,55 22,36 22,78 18,88 22,02 22,71
Na2O 0,89 0,80 0,82 0,67 0,85 0,94
total 98,94 98,75 99,01 98,44 99,05 98,24
Si 1,87 1,85 1,88 1,96 1,91 1,87
Ti 0,01 0,02 0,01 0,01 0,01 0,02
Al 0,24 0,26 0,25 0,17 0,26 0,23
Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,01
Fe3+ 0,05 0,05 0,03 0,00 0,00 0,06
Fe2+ 0,18 0,19 0,21 0,32 0,23 0,17
Mn 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00
Mg 0,66 0,66 0,64 0,72 0,63 0,66
Ca 0,90 0,90 0,91 0,77 0,89 0,92
Na 0,06 0,06 0,06 0,05 0,06 0,07
Wol. -Ca 50,21 49,94 51,00 42,38 50,58 50,86
Ens. - Mg 36,78 36,53 35,91 39,81 36,00 36,54
Fs. -Fe3+ 13,01 13,53 13,09 17,81 13,41 12,60
154
Annexe D
Chimie minérale du profil élémentaire du grenat 13-BEL-31
155
Tableau D : Chimie du profil 1-17
Points #1 #2 #3 #4 #5 #6 #7 #8 #9
SiO2 38,69 38,56 38,66 38,62 38,66 38,23 38,05 38,23 38,08
TiO2 0,03 0,07 0,14 0,02 0,07 0,12 0,06 0,15 0,11
ZrO2 0,02 0,00 0,00 0,02 0,03 0,00 0,01 0,02 0,02
Al2O3 20,63 20,47 20,59 20,44 20,39 20,64 20,46 20,42 20,40
Cr2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,11 0,00
Fe2O3 1,83 2,16 1,96 2,26 2,24 1,51 1,72 1,63 1,66
Y2O3 0,00 0,03 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
MgO 4,75 4,96 4,93 4,63 4,16 3,16 2,83 2,53 2,40
CaO 11,90 12,29 12,35 12,64 12,86 12,49 12,14 11,71 11,58
MnO 0,18 0,14 0,18 0,17 0,40 0,75 1,48 2,17 2,61
FeO 21,96 21,59 21,57 21,66 21,83 23,44 23,62 23,88 23,56
ZnO 0,00 0,00 0,07 0,03 0,02 0,00 0,02 0,00 0,04
Na2O 0,04 0,07 0,04 0,02 0,03 0,06 0,04 0,05 0,04
Total 100,03 100,33 100,49 100,49 100,69 100,41 100,43 100,88 100,50
Si 6,02 5,98 5,99 5,99 6,00 5,99 5,99 6,00 6,00
Ti 0,00 0,01 0,02 0,00 0,01 0,01 0,01 0,02 0,01
Zr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Al 3,78 3,74 3,76 3,74 3,73 3,81 3,79 3,78 3,79
Cr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00
Fe3+ 0,21 0,25 0,23 0,26 0,26 0,18 0,20 0,19 0,20
Y 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Mg 1,10 1,15 1,14 1,07 0,96 0,74 0,66 0,59 0,56
Ca 1,98 2,04 2,05 2,10 2,14 2,10 2,05 1,97 1,96
Mn 0,02 0,02 0,02 0,02 0,05 0,10 0,20 0,29 0,35
Fe2+ 2,86 2,80 2,79 2,81 2,83 3,07 3,11 3,13 3,11
Zn 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,01
Na 0,01 0,02 0,01 0,01 0,01 0,02 0,01 0,02 0,01
156
Tableau D : (Suite)
Points #10 #11 #12 #13 #14 #15 #16 #17
SiO2 38,06 38,19 38,11 38,17 38,14 38,35 38,57 38,61
TiO2 0,11 0,07 0,09 0,05 0,13 0,06 0,04 0,07
ZrO2 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,04 0,00 0,01
Al2O3 20,51 20,43 20,61 20,30 20,46 20,26 20,37 20,24
Cr2O3 0,07 0,00 0,02 0,00 0,01 0,00 0,00 0,00
Fe2O3 1,50 1,70 1,51 2,00 1,62 2,29 2,33 2,50
Y2O3 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
MgO 2,47 2,40 2,49 2,72 2,79 3,62 4,86 4,91
CaO 11,49 11,37 11,69 11,93 12,10 12,97 12,55 12,29
MnO 2,85 2,91 2,52 2,08 1,51 0,57 0,19 0,17
FeO 23,53 23,59 23,84 23,34 23,56 22,38 21,42 21,59
ZnO 0,06 0,02 0,00 0,00 0,00 0,01 0,00 0,00
Na2O 0,05 0,04 0,05 0,07 0,04 0,04 0,02 0,04
Total 100,71 100,72 100,92 100,64 100,36 100,58 100,34 100,43
Si 5,99 6,01 5,98 6,00 6,00 5,99 5,99 5,99
Ti 0,01 0,01 0,01 0,01 0,02 0,01 0,01 0,01
Zr 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Al 3,80 3,79 3,81 3,76 3,79 3,73 3,73 3,70
Cr 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Fe3+ 0,18 0,20 0,18 0,24 0,19 0,27 0,27 0,29
Y 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Mg 0,58 0,56 0,58 0,64 0,65 0,84 1,12 1,14
Ca 1,94 1,92 1,97 2,01 2,04 2,17 2,09 2,04
Mn 0,38 0,39 0,34 0,28 0,20 0,08 0,03 0,02
Fe2+ 3,10 3,10 3,13 3,07 3,10 2,92 2,78 2,80
Zn 0,01 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00
Na 0,02 0,01 0,02 0,02 0,01 0,01 0,01 0,01
157
Annexe E
Imagerie par SEM-MLA de la lame 13-BEL-13
158
Figure E : Imagerie par SEM-MLA de la lame 13-BEL-13
159
Annexe F
Imagerie par SEM-MLA de la lame 13-BEL-24
160
Figure F : Imagerie par SEM-MLA de la lame 13-BEL-24
