Soutenance mémoire
La croûte continentale couvre près de 40% de la surface terrestre. Elle a comme différence fondamentale avec la croûte océanique de ne pas être recyclée dans le manteau, et donc elle enregistre des événements très anciens. Elle a commencé à se former dès l’Hadéen, et a continué de croître depuis (Rudnick, 1995). Parmi les différences majeures entre la croûte océanique et la croûte continentale, une est d’importance primordiale, sa composition. La croûte continentale a, en moyenne, une composition andésitique ce qui lui confère une densité plus faible que la croûte océanique (Taylor et McLennan, 1995; Rudnick et Gao, 2003).
Les sections suivantes présentent le contexte scientifique qui montre l’importance du transfert de magmas anatectiques dans la croûte continentale. Historiquement, vers la fin des années 1990, un ensemble de publications ont proposé la possibilité de la migration pervasive de magmas d’anatexie dans la croûte profonde (Collins et Sawyer, 1996; Weinberg et Searle, 1998; Brown et Solar, 1999). Ces publications fondatrices, basées sur des observations de terrain ont été suivies de modélisations numériques quelques années plus tard (Leitch et Weinberg, 2002; Hobbs et Ord, 2010). Ces modélisations, ainsi que les travaux les plus précoces, ont d’abord discuté de la possibilité qu’un tel mécanisme existe, et l’ont validé. Cependant, aucune recherche n’a mis l’emphase sur les conséquences que cela peut avoir sur la croûte et sur le phénomène de différenciation crustale. À la lecture de la littérature sur le sujet, il ressort, de façon explicite ou implicite, que le mécanisme de transfert pervasif de magmas d’anatexie devrait avoir certains impacts sur la croûte. Dans le présent travail de recherche, nous proposons donc de retourner à l’étude d’un terrain naturel, pour étudier quels peuvent être certains de ces impacts. Dans un premier temps, l’importance du transfert de magmas d’anatexie, notamment par migration pervasive, sera présentée. Dans un deuxième temps, nous discuterons de la problématique spécifique de la thèse.
L’INFLUENCE DU TRANSFERT DE MAGMA SUR LA DIFFÉRENCIATION CRUSTALE
Le transfert des magmas d’anatexie, depuis leur source vers des niveaux plus superficiels, est l’un des mécanismes majeurs de la différenciation crustale (Fig. 1.1; Sawyer et al., 2011). D’autres mécanismes, comme le délaminage, sont également importants puisqu’ils empêchent la croûte continentale de devenir plus mafique. Dans ce cas . La différenciation se fait par une interaction entre le manteau et la croûte. En revanche, le transfert de magmas d’anatexie peut être un mécanisme interne à la croûte. Ce transfert de matériel granitique a pour effet de changer la distribution des éléments chimiques, le régime thermique, la distribution de la masse ainsi que celle des fluides. Ce transfert est donc un processus fondamental qui affecte de nombreux paramètres de la croûte continentale.
IMPORTANCE DE LA FUSION PARTIELLE DE LA CROÛTE ET SA DIFFÉRENCIATION
Dans certaines conditions, la croûte continentale peut atteindre des conditions de pression et de température suffisantes pour commencer à fondre partiellement (Clemens et Vielzeuf, 1987; White et al., 2011). Dans ce cas, il se forme une migmatite constituée d’un mélanosome et d’un leucosome. Ce dernier est le liquide silicaté produit par la fusion partielle (Sawyer, 2008). Malgré les différentes réactions possibles de fusion, le liquide silicaté a une composition globalement granitique (Clemens et Watkins, 2001; Clemens, 2006). Les gouttelettes de liquide ont tendance, lorsqu’elles sont soumises à un stress, à coalescer (Sawyer, 1994; Brown et al., 1995). Par la suite, la ségrégation entre le leucosome et le mélanosome se poursuit pour former des réseaux de conduits remplis de liquide silicaté. Dans des conditions typiques de métamorphisme régional associé à de la déformation, le réseau permet l’extraction des liquides de leur source. Le liquide produit, ayant une densité plus faible que sa roche mère, il est enclin à migrer, globalement, vers la surface (Rushmer, 2001). En effet, quoique le mouvement global des magmas d’anatexie est vers le haut, la direction de la migration est contrôlée avant tout par les gradients de pression locaux, de telle façon que les liquides migrent vers les zones de plus basse pression. Selon l’environnement tectonique, ce mouvement peut être latéral plutôt que vertical (Sawyer et al., 1999; Sawyer, 2001).
IMPORTANCE DE LA MIGRATION PERVASIVE COMME MÉCANISME DE TRANSFERT DES MAGMAS D’ANATEXIE
De nombreux débats ont eu lieu concernant le mécanisme selon lequel les magmas d’anatexie remontent dans la croûte. L’un des mécanismes initialement proposés est le phénomène de diapirs. De façon simplifiée, le mécanisme de diapir décrit un phénomène par lequel de larges volumes de magmas montent à travers la croûte sous la force de leur propre flottabilité (Arzi, 1978; Bateman, 1984). Selon ce mécanisme, les magmas contenus dans les diapirs peuvent théoriquement monter jusqu’à atteindre des niveaux où la densité de l’encaissant est la même, c’est-à-dire, généralement dans la croûte moyenne à supérieure. L’ascension de « bulles » de magmas est aujourd’hui considérée comme un mécanisme mineur (Rubin, 1993; Vigneresse et Clemens, 2000) et limité à des contextes spécifiques (Miller et Paterson, 1999; Olsen et al., 2004). Ainsi, le modèle de diapir a été remplacé par celui des dykes d’échelle crustale. Dans ce cas, les magmas anatectiques sont transportés à travers la croûte dans de grands dykes (Clemens et Mawer, 1992; Petford et al., 1994). Dans ce modèle, les magmas d’anatexie sont efficacement collectés à leur source et convergent vers de larges dykes où le transfert se fait rapidement vers les niveaux de mise en place (Petford et al., 1994; Cruden, 2006). La profondeur de mise en place est contrôlée par la capacité du dyke à se propager vers le haut et à transporter le magma suffisamment rapidement pour l’empêcher de cristalliser et de sceller le dyke. Typiquement, ces dykes alimentent des plutons ou des batholites dont la base se trouve à la limite fragile – ductile de la croûte.
LES COMPLEXES D’INJECTIONS: TERRAINS FORMÉS PAR LA MIGRATION PERVASIVE DE MAGMAS D’ANATEXIE
Dans le contexte géologique discuté dans cette thèse, c’est à dire un métamorphisme régional de haut grade et la migration de liquides silicatés felsiques, les complexes d’injections sont définis selon Weinberg et Searle (1998) comme la combinaison de 1) un hôte subissant un haut degré métamorphique et 2) d’innombrables veines et dykes felsiques qui s’injectent dans l’hôte. Les veines et dykes forment un réseau, de grande échelle, qui transportent le magma de façon pervasive depuis une source profonde vers des niveaux superficiels (Weinberg et Searle, 1998; Leitch et Weinberg, 2002). Le terrain hôte doit être à un haut grade métamorphique, typiquement au faciès des granulites. Un complexe d’injection est donc la trace laissée par la migration pervasive de magma dans un terrain de haut grade métamorphique. Ces terrains représentent typiquement des environnements profonds, environ 6 kbar, là où la température de la croûte est proche ou supérieure à celle du solidus des granites.
CONCLUSION
La présente section est un résumé des apports de la thèse. Elle est divisée en deux parties. La première souligne les contributions qui sont d’ordre descriptif, basé sur les constats permettant une meilleure compréhension de la Sous-province d’Opinaca et de sa région. La seconde partie résume les interprétations et les implications proposées. Cette partie met l’emphase sur les processus pouvant affecter tout terrain semblable au complexe d’injection de l’Opinaca. L’étude de ces processus est d’importance globale dans la compréhension de la croûte continentale.
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Table des matières
CHAPITRE 1 – Introduction
1.1 Introduction
1.1.1 Importance de la différenciation crustale
1.1.2 L’influence du transfert de magma sur la différenciation crustale
1.1.3 Importance de la fusion partielle de la croûte et sa différenciation
1.1.4 Importance de la migration pervasive comme mécanisme de transfert des magmas d’anatexie
1.1.5 Les complexes d’injections: terrains formés par la migration pervasive de magmas d’anatexie
1.2 Problématique
1.3 Hypothèse
1.4 Objectifs
1.5 Zone d’étude
1.5.1 Contexte géologique – La Sous-province d’Opinaca dans la Province du Supérieur
1.5.2 Description de l’Opinaca
1.5.2.1 Description générale
1.5.2.2 Description structurale
1.5.3 Description des composantes du complexe d’injection
1.5.3.1 Unités métasédimentaires
1.5.3.2 Veines leucogranitiques
1.6 Méthodologie
1.6.1 Travail de terrain
1.6.2 Analyse pétrographique
1.6.3 Microsonde
1.6.4 Lithogéochimie
1.6.5 Isotopes d’oxygène
1.6.6 SHRIMP U/Pb
1.7 Format de la thèse
1.8 Références
CHAPITRE 2 – New geochronological constraints from SHRIMP U-Pb analysis in zircon from the Opinaca Subprovince, Superior Province, Quebec
2.1 Résumé
2.2 Abstract
2.3 Introduction
2.4 Geological context
2.4.1 The Opinaca Subprovince in the Superior Province
2.4.1.1 Part of a large scale series of metasedimentary basins
2.4.1.2 Opinaca Subprovince surroundings
2.4.2 Review of the Opinaca geochronology
2.5 SHRIMP methodology
2.6 Results
2.6.1 Sample MAN4C: granulite facies metapelite
2.6.1.1 Sample description
2.6.1.2 Zircon morphology
2.6.1.3 Results
2.6.2 Sample 6116A: granulite facies metapelite 64
2.6.2.1 Sample description
2.6.2.2 Zircon morphology
2.6.2.3 Results
2.6.3 Sample 6263A2: metagreywacke 66
2.6.3.1 Sample description
2.6.3.2 Zircon morphology
2.6.3.3 Results
2.6.4 Sample 6263A3: Opx-bearing metagreywacke
2.6.4.1 Sample description
2.6.4.2 Zircon morphology
2.6.4.3 Results
2.6.5 Sample 6263C1: injected leucogranite
2.6.5.1 Sample description
2.6.5.2 Zircon morphology
2.6.5.3 Results
2.7 Discussion
2.7.1 Transition from inherited zircon to those formed in the injection complex
2.7.2 Populations of inherited zircon
2.7.2.1 Provenance of the sediments
2.7.3 Timing of the injection complex
2.7.4 Significance of post-injection complex ages
2.7.5 Isotopic disturbance and Discordia intercepts
2.8 Conclusion
2.9 Acknowledgements
2.10 References
CHAPITRE 3 – Large volumes of anatectic melt retained in granulite facies migmatites: An injection complex in northern Quebec
3.1 Résumé
3.2 Abstract
3.3 Introduction
3.4 Opinaca Subprovince in the Superior Province
3.5 The Opinaca Subprovince
3.5.1 Structural characteristics
3.5.2 Migmatites
3.5.3 Thin leucocratic felsic veins in migmatites
3.5.4 Large leucocratic dykes and sills
3.6 U-Pb SHRIMP geochronology
3.6.1 Results
3.7 Petrology of the migmatites
3.7.1 Metagreywacke paleosome
3.7.2 Migmatites
3.7.3 Rehydration of high temperature mineral assemblages
3.7.4 Temperature and pressure during anatexis
3.8 Discussion
3.8.1 Timing of granulite facies metamorphism and injection of leucogranite
3.8.2 Percentage of melt produced by local anatexis
3.8.3 Accumulation of felsic melt in the Opinaca Subprovince
3.8.4 Potential source of the felsic magma
3.8.5 Why an injection complex?
3.8.6 Why thin veins and dykes?
3.8.7 Some consequences of an injection complex in the deep middle crust
3.8.7.1 Transfer of heat producing elements into the injection complex
3.8.7.2 Latent heat of crystallization
3.8.7.3 Addition of H2O
3.9 Conclusion
3.10 Acknowledgments
3.11 References
CHAPITRE 4 – The geochemical signature of a felsic injection complex in the continental crust: Opinaca Subprovince, Quebec
4.1 Résumé
4.2 Abstract
4.3 Introduction
4.4 Geological context
4.4.1 Regional geology
4.4.2 Geochronology
4.4.3 Local geology
4.4.3.1. Metamorphic conditions
4.5.1 Macroscopic features
4.5.2 Petrology of the leucocratic veins
4.5.3 Microstructure of the leucogranite
4.6 Geochemistry of the leucogranites
4.6.1 Sampling and analytical methods
4.6.2 Major oxides 197
4.6.3 Trace elements
4.6.4 Oxygen isotopes
4.7 Discussion
4.7.1 Modelling major element compositions
4.7.1.1 Composition of the source material
4.7.1.2 Composition of the initial melt
4.7.1.3 Low TiO2, FeO and MgO
4.7.1.4 Evolution of leucogranites by fractional crystallisation
4.7.1.5 Trace elements
4.7.2 H2O released in the host
4.7.2.1 δ¹⁸ O reequilibration
4.7.2.2 H2O available
4.7.2.3 Importance of water fluxed partial melting
4.7.2.4 Implications of water release
4.8 Conclusion
4.9 Acknowledgments
4.10 References
CHAPITRE 5 – Synthèse et conclusion
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