Comportement du système U–Pb dans lamonazite et chronologie de la déformation et dumétamorphisme des metasédiments du domainede Kisseynew, orogène trans-hudsonien(Manitoba, Canada)1

Martin Parent, Nuno Machado et Herman Zwanzig

Résumé: Le domaine de Kisseynew constitue le secteur central de la zone de Reindeer de l’orogène trans-hudsonienen Saskatchewan et au Manitoba. Le flanc sud de ce domaine représente la transition entre les roches volcano-plutoniques au faciès des schistes verts du domaine de Flin Flon – Snow Lake, et les paragneiss au faciès desamphibolites supérieures du domaine central de Kisseynew. La région de Jungle Lake est composée de gneissquartzofeldspatiques de la suite de Missi et de métagrauwackes et migmatites de la suite de Burntwood. Cette région aenregistré une série de phases de plissement, de métamorphisme et de migmatisation produites pendant l’orogenèsetrans-hudsonienne. À la suite d’une cartographie détaillée, les leucosomes ont été datés par la méthode U–Pb afind’établir les limites chronologiques des différents épisodes de plissement et de métamorphisme. Le leucosome le plusancien contient de la sillimanite, formée pendant le maximum thermique du métamorphisme, et il est synchrone dudéveloppement des plis P2 et de la foliation S2. Cinq analyses de grains individuels de monazite livrent des âges entre1809 et 1803 Ma limitant ainsi la période du maximum thermique. Les diatexites issues des sédiments de la suite deBurntwood contiennent des schlierens de biotite définissant une foliation S2 plissée par des plis déversés P3. Desanalyses de zircons d’une diatexite ont livré un âge de cristallisation de1798 2

3−+ , tandis que des monazites individuelles

ont livré des âges entre 1812 et 1789 Ma, dont les plus anciens sont attribuées à des monazites héritées. Le mobilisatle plus jeune est une pegmatite recoupant les fabriques associées aux phases de plissement P2 et P3. Les monazites ontlivré des âges entre 1875 et 1788 Ma, dont les plus jeunes datent la mise en place de la pegmatite et représentent l’âgeminimum des plis P3. Ces résultats regroupés avec ceux d’autres régions du sud du domaine de Kisseynew indiquentque la déformation et le métamorphisme se sont produits durant un cycle de déformation continu d’une durée de ca. 30millions d’années (entre 1818 et 1785 Ma). De plus, ils montrent que les monazites d’une même roche peuvent avoirdes âges différents, ce qui impose l’analyse de monocristaux de monazite afin d’obtenir des âges géologiquementsignificatifs.

Parent et al. 1857Abstract: The Kisseynew domain is the central unit of the Reindeer Zone of the Paleoproterozoic Trans-HudsonOrogen, in Manitoba and Saskatchewan. The southern flank of the domain is a transition zone between the greenschistfacies of the volcano-plutonic assemblage of the Flin Flon – Snow Lake belt and the upper amphibolite facies ofKisseynew paragneisses. The Jungle Lake area, in the southern flank of the Kisseynew Domain, comprises mainlyquartzofeldspathic gneisses representing continental clastic units of the Missi suite and migmatitic metagraywackes ofthe Burntwood suite. The area was affected by several phases of deformation, metamorphism, and migmatisation.Detailed mapping and U–Pb geochronology were carried out in order to establish the timing of the deformational andmetamorphic phases. The oldest leucosome contains sillimanite formed during peak metamorphism and is associatedwith F2 folding and S2 fabric. Five single monazites from this leucosome yield ages between 1809 and 1803 Ma takenas the best estimate for the duration of peak metamorphism. Biotite schlieren in diatexites in the Burntwood suite showa S2 fabric folded by F3. Zircon from one of these diatexites yield a crystallization age of1798 2

3−+ Ma, considered as

the lower limit for the F2 event. Single monazites from the same rock yield ages between 1812 and 1789 Ma, theoldest of which are considered to be inherited. The youngest mobilisate is a pegmatite crosscutting F2 and F3 fabricsand yielded single monazite ages between 1875 and 1788 Ma. The youngest age is taken as the age of the pegmatiteand is a minimum age for F3 fabrics. These results, together with those from other areas of the southern KisseynewDomain, indicate a ca. 30 million year period (1818 and 1785 Ma) of continuous deformation and metamorphism. Thedata also show the presence of monazite crystals of different ages in the same rock illustrating the need to analysesingle grains to obtain geologically meaningful ages.

Can. J. Earth Sci.36: 1843–1857 (1999) © 1999 CNRC Canada

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Reçu le 21 juillet 1998. Accepté le 26 avril 1999.

M. Parent2 et N. Machado3. Centre de recherche en Géochimie isotopique et en Géochronologie (GEOTOP) et Département desSciences de la Terre et de l’Atmosphère, Université du Québec à Montréal, Montréal, QC H3C 3P8, Canada.H. Zwanzig. Geological Services, Manitoba Energy and Mines, 1395, av. Ellice, Winnipeg, MB R3G 3P2, Canada.

1Contribution No. 976 au Lithoprobe-Trans-Hudson Orogen Transect.2Addresse actuelle: Ministère des Ressources Naturelles du Québec, 5700, 4e av. ouest, Charlesbourg, QC G1H 6R1, Canada.3Auteur correspondant (courrier électronique : r30404@er.uqam.ca).

Introduction

La datation de la monazite est un outil efficace dansl’étude géochronologique des roches métamorphiques, desgranites peralumineux et métalumineux. L’intérêt de ce mi-néral provient du fait que la monazite est souvent concor-dante, malgré une forte concentration en uranium et thorium.Contrairement au zircon, la monazite n’est pas affectée parla perte de plomb à basse température dans les climats tem-pérés. De plus, la monazite retient moins efficacement leplomb que le zircon durant les processus ignés et métamor-phiques, puisque la température de fermeture du systèmeU Pb− dans la monazite est inférieure à celle du zircon (Hea-man et Parrish 1991). La monazite est donc une solutionintéressante afin de pallier au problème d’héritage dans leszircons de certaines roches granitoïdes (Parrish 1990).

Cependant, la datation de la monazite n’est pas sans pro-blèmes étant donné que l’on peut obtenir plusieurs âges pourdes monazites d’une même roche (Köppel et Grünenfelder1975; Köppel et al. 1980; Copeland et al. 1988; Parrish1990). Ceci peut être expliqué en partie par le fait que desanalyses de monazite ont été effectuées sur des fractions demulti-cristaux, sans tenir compte de la diversité des grains.Des études récentes font aussi état de la présence de plu-sieurs âges dans un même cristal de monazite (e.g., DeWolfet al. 1993; Zhu et al. 1997) ce qui peut être expliqué soitpar la diffusion de Pb soit par la cristalisation de monazitesecondaire (Cocherie et al. 1998; Smith et Giletti 1997; Su-zuki et al. 1994; DeWolf et al. 1993; Zhu et al. 1997). Dansl’étude de terrains polymétamorphiques il est impératif deconsidérer la possibilité que chaque roche contienne descristaux de zircon et (ou) de monazite de plusieurs âges, cor-respondant soit aux différentes phases de déformation–métamorphisme à l’intérieur du même événement, soit à desminéraux hérités, soit encore à des événements tectono-métamorphiques distincts. Dans ces cas, l’analyse de frac-tions composées de plusieurs cristaux peut livrer un âge in-termédiaire sans signification géologique.

L’objet de ce travail est d’établir une chronologie précisedes différentes phases de déformation et de métamorphismeau faciès amphibolite supérieur. Nous avons daté des mono-cristaux de monazite et de zircon provenant de mobilisatsformés dans des paragneiss et dont les âges relatifs ont étéclairement établis sur le terrain. Au cours de cette étudenous avons constaté la présence de plusieurs générations demonazite dans une même roche et nous discutons ce phéno-mène.

Contexte régional

L’orogène trans-hudsonien au Manitoba et en Saskatche-wan est composé de terrains juvéniles paléoprotérozoïqueslocalisés entre les boucliers archéens des provinces du Supé-rieur et de Hearne (fig. 1; Hoffman 1989). L’orogène a étédivisé en trois éléments tectoniques : la ceinture de Thomp-son représentant la bordure réactivée de la Province du Su-périeur, la zone de Reindeer composée d’assemblagesvolcano-plutoniques juvéniles, de séquences sédimentairesfluvio-marines et d’un arc magmatique continental de typeandin, et la marge sud-est du craton de Hearne réactivée.

La zone de Reindeer (Lewry et Stauffer 1990) comprend,du nord vers le sud, les cinq domaines lithotectoniques sui-

vants : le batholite de type andin de Wathaman, la ceinturede paragneiss de Southern Indian Lake, la ceinture volcano-plutonique de Lynn Lake – Rusty Lake, le domaine gneis-sique de Kisseynew et la ceinture volcano-sédimentaire deFlin Flon – Snow Lake (fig. 1). Le domaine de Kisseynewreprésente un bassin inter-arc (Zwanzig 1990) ou d’arrièrearc (Ansdell et al. 1995) où se sont déposées des séquencesturbiditiques et alluviales provenant de l’érosion des arcsvolcaniques, des suites plutoniques adjacentes et de terrainspaléoprotérozoïques (Machado et al. 1999; David et al.1996). Dans le flanc sud du domaine de Kisseynew, le socledu bassin pourrait être formé par des assemblages tectonos-tratigraphiques équivalents à ceux de la ceinture de FlinFlon – Snow Lake (Zwanzig 1990; Machado et al. 1999).Les unités constituant ces assemblages sont (Lucas et al.1996) : (i) les roches volcaniques et plutoniques de la suited’Amisk (1,92–1,87 Ga), (ii ) les plutons d’arcs magmatiquesainsi que les roches volcaniques et sédimentaires associées(1,87–1,83 Ga), (iii ) les séquences de turbidites de la suitede Burntwood et de la Formation de File Lake (1,86–1,84Ga), et (iv) la séquence fluvio-alluvionaire de la suite deMissi (1,85–1,83 Ga).

L’activité tectonique dans la zone de Reindeer a duré en-viron 130 millions d’années (1,92–1,79 Ga; Van Schmus etal. 1987; Gordon et al. 1990; Machado 1990; Ansdell andNorman 1995; David et al. 1996) et s’est produite en diffé-rentes étapes caractéristiques de chacune des régions. Briè-vement, ces étapes sont (i) la formation de terrainsd’affinités océaniques et d’arcs insulaires (Stern et al. 1995),(ii ) leur assemblage, le collage d’Amisk, produit lors de col-lisions intra-océaniques entre 1,88 et 1,86 Ga (Lucas et al.1996), (iii ) le développement d’arcs magmatiques et de bas-sins sur le collage et adjacents à celui-ci après 1,86, (iv) lescollisions résultant de la convergence entre les blocs crus-taux archéens et les arcs magmatiques après ca. 1,83 Ga et(v) une étape de déformation intracontinentale (1,82–1,79Ga) dominée par la collision finale entre la zone de Reindeeret les provinces de Hearne et du Supérieur. Chacune de cesdernières étapes a produit plusieurs générations de plis, maisles corrélations entre les différentes régions du flanc sud dudomaine de Kisseynew sont difficiles à établir, puisquel’intensité et la complexité des phases de déformation va-rient d’une région à l’autre. De plus, il est impossibled’éffectuer une corrélation adéquate sans données géochro-nologiques détaillées. Généralement, sur le flanc sud du do-maine de Kisseynew, quatre générations de plis sontreconnues, soit deux générations de plis isoclinaux (P1 etP2) et deux générations de plis droits (P3 et P4). Ces phasesde plissement sont généralement attribuées à l’étape finalede l’évolution de la zone de Reindeer, soit la collisionoblique entre la zone de Reindeer et le craton du Supérieur(Zwanzig 1999). Elles sont associées à un métamorphismede haute température et de basse pression dont l’intensitéaugmente depuis le faciès des schistes verts dans le domainede Flin Flon jusqu’au faciès des amphibolites supérieuresdans le domaine de Kisseynew.

La limite entre ces deux domaines est considérée commeune transition lithologique, structurale et métamorphique.Elle est marquée par l’apparition de l’isograde grenat–sillimanite–biotite (Bailes et McRitchie 1978; Froese etMore 1980; Zwanzig 1990) et par une zone de chevauche-

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ment majeure (Harrison 1951; Connors et Ansdell 1994;Zwanzig 1990). Les profils sismiques obtenus durant le pro-jet Lithoprobe-Trans-Hudson Orogen Transect (Lucas et al.1994) supportent l’interprétation d’un chevauchement du do-maine de Kisseynew sur celui de Flin Flon – Snow Lakeavec une délamination crustale à pendage vers le nord. Cettedélamination serait le résultat d’un cycle majeur de déforma-tion progressive et continue d’une durée de 30 millionsd’années associé à la phase de déformation D2, laquelle au-rait débuté entre 1827 et 1818 Ma pour se terminer vers1797 Ma (Norman et al. 1995; Ansdell et Norman 1995).

Toutefois, la majorité des âges associés à cette phase de dé-formation sont situés entre 1816 et 1790 Ma (Norman et al.1995; Ashton et al. 1992; Hunt et Froese 1992; Hunt etZwanzig 1993; Ansdell et al. 1995; David et al. 1996; Ma-chado et al. 1999).

Géologie locale

Le terrain d’étude, situé dans la région de Jungle Lake surle flanc sud du domaine de Kisseynew, est localisé à 80 kmau nord-est de la ville de Flin Flon (fig. 1 et 2). Cette région

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Fig. 1. (a) Carte géologique simplifiée de l’orogène trans-hudsonien montrant le domaine de Kisseynew (pointillé) et les autres terranesentre les provinces archéennes du Supérieur et de Hearne (ligné vertical). 1 et 2 (suivre les numéros sur la carte), Batholite deWathaman-Chipewyan; 3 et 4, domaine Rottenstone-South Indian Lake; 5 et 6, ceintures volcano-sédimentaires respectivement de LaRonge et Lynn Lake; 7, domaine Leaf Rapids-Rusty Lake; 8, domaine de Glennie; 9, domaine de Hanson Lake; 10 et 11, ceinturesvolcano-sédimentaires respectivement de Flin Flon et McLean Lake; 12, secteur est de la ceinture de Kisseynew.Roches de couverture :13, bassin d’Athabasca; 14 et 15, unités phanérozoïques. (b) Carte géologique simplifiée de la région de Sherridon – Batty Lake indiquant larégion d’étude détaillée de Jungle Lake présentée dans la figure 2. 1, Roches mafiques d’afinité tholéiitique-calco-alcaline et amphibolitesderivés; 2, roches volcaniques juvéniles d’arcs magmatiques et gneiss dérivés; 3, intrusions gabbroïques; 4, roches felsiques d’âge incertain;5, plutons calco-alcalins; 6, Groupe de Burntwood; 7, Groupe de Missi; 8, granitoïdes jeunes indiférencies.

a été choisie pour la diversité des mobilisats et leurs rela-tions avec les différentes phases de plissement et parce queles affleurements y sont d’une qualité exceptionelle à caused’un feu de forêt récent. Un territoire d’environ 6 km2 situésur la bordure nord-est du complexe de Sherridon–Hutchin-son (fig. 2) a été cartographié à l’échelle 1:3500. Cette ré-gion a fait l’objet d’une cartographie régionale par Zwanzig(1984, 1988, 1993) et Zwanzig et Schledewitz (1992). Lesdeux principaux assemblages de roches supracrustales sontles gneiss quartzofeldspatiques à magnétite de la suite deMissi, d’une part, et les métagrauwackes et les migmatites àgraphite de la suite de Burntwood, d’autre part. Ces séquen-ces métasédimentaires reposent en discordance sur les gneisstonalitiques du complexe Sherridon–Hutchinson (Zwanzig etSchledewitz 1992) datés à 1874 ± 2 Ma (Machado et al.1999).

Les métasédiments de la suite de Missi, dérivés d’arkose,sont caractérisés par un assemblage composé de gneissquartzofeldspatiques à biotite, hornblende et magnétite, etpar un assemblage d’amphibolites et de gneiss mésocratesdérivés de roches volcaniques et sédimentaires (Zwanzig etSchledewitz 1992). La sous-unité principale de la suite deMissi, dans le secteur cartographié est une méta-arkose,mais on trouve aussi un conglomérat de base, une méta-arénite (protoquartzite), et une amphibolite (fig. 3). Le con-glomérat contient des clastes de rhyolite, d’arkose, de rochesmafiques, de roches calco-silicatées, de fragments de quartz

arrondis et de tonalite fortement étirés, aplatis, plissés etsouvent transposés dans la foliation et il repose en discor-dance sur les gneiss tonalitiques du complexe de Sherridon–Hutchinson. Dans le nord du secteur étudié, le conglomératde base disparaît au profit d’une méta-arénite. Certains hori-zons contiennent des nodules (faserkiesel) de sillimanite–quartz–feldspath ± grenat étirés dans les plans de foliationS2. L’apparition de l’unité de méta-arénite pourrait consti-tuer une variation latérale de faciès, par rapport au conglo-mérat de base, causée par l’approfondissement du bassin oupar un environnement plus distal (Zwanzig et Schledewitz1992).

L’unité d’amphibolite à l’intérieur de la suite de Missicontient une alternance de roches volcaniques mafiques à in-termédiaires et de sédiments. Les horizons d’amphibolite àgrain fin, mésocrates à mélanocrates, homogènes, à prédomi-nance de hornblende, de plagioclase et de magnétite maisdépourvus de grenat, pourraient être les équivalents des ba-saltes que l’on trouve interstratifiés avec les sédiments de lasuite de Missi dans le domaine de Flin Flon – Snow Lake(Zwanzig et Schledewitz 1992).

Les métasédiments de la suite de Burntwood sont desgneiss quartzofeldspathiques graphiteux à biotite, grenat,cordiérite et sillimanite. Ces métasédiments sont interprétéscomme des turbidites (Gilbert et al. 1980), composées engrande partie de débris volcaniques felsiques à intermédiai-res (Bailes 1980). Les principales sous-unités de la suite de

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Fig. 2. Carte géologique de la région de Jungle Lake étudiée. Points noirs, localisation des échantillons prélevés pour lagéochronologie. 1, gneisse tonalitique du complexe Sherridon–Hutchinson (intrusion de Jungle Lake). Groupe de Burntwood : 2,amphibolite; 3, métagrauwacke; 4, méta-arénite. Groupe de Missi : 5, gneiss à biotite-hornblende et amphibolite; 6, méta-aréniteinterlité avec des horizons de métapélite; 7, méta-arkose et gneiss à hornblende-biotite.

Burntwood sont un métagrauwacke, une méta-arénite, uneamphibolite et des diatexites. L’unité de méta-arénite estsituée au sommet de la suite de Burntwood et est caracté-risée par l’alternance de lits quartzofeldspathiques et de litspélitiques composés de plus de biotite, de sillimanite, degrenat et de nodules de quartz–sillimanite–plagioclase milli-métriques.

La diatexite est composée de gneiss quartzofeldspathique,avec ou sans grenat, et de mobilisats de composition grano-dioritique issus de la migmatisation du métagrauwacke. Cesmobilisats, qui composent plus de 50% de l’unité, sont decouleur blanchâtre et se présentent sous forme de veines dé-cimétriques à métriques. La concentration en biotite aug-mente au contact entre les mobilisats et les gneissencaissants. La granulométrie est généralement grossière,avec le développement de texture porphyroblastique deplagioclase–quartz et microcline.

La cartographie de détail effectuée dans la région deJungle Lake nous a permis d’observer les trois dernièresphases de plissement (P2, P3 et P4) reconnues dans les ré-gions de File Lake et de Cleunion Lake (Norman et al. 1995;Connors et Ansdell 1994). Ces trois épisodes de plissementsont associés à la phase de compression majeure, soitl’épisode de déformation D2 de l’orogenèse trans-hudsonienne. La foliation S2 est fortement développée et aprobablement oblitéré les plis P1. Elle est représentée pardes rubannements métamorphiques et la transposition de vei-nes de leucosome. La direction du transport tectonique estindiquée par une forte linéation minérale (26°→ 016) de lahornblende et de la sillimanite et par une linéationd’étirement (21°→ 017) déterminée par des rubans de quartz,des clastes et des nodules étirés de quartz–sillimanite–feldspath–grenat sur les plans de foliation S2. Les indica-teurs cinématiques (porphyroblastes, ombres de pression,queues de recristallisation) indiquent un transport du nordvers le sud, rejoignant les idées d’une déformation continueNE–SO pendant le métamorphisme (Zwanzig et Schledewitz1992; Norman et al. 1995).

Les plis P2 et la foliation S2 sont plissés par des plis P3ouverts et déversés vers l’ouest, plongeant vers le nord, asso-ciés à un transport ENE–OSO. La direction de l’axe des plisP3 est parallèle aux linéations minérales et d’étirement sur laschistosité S2. Une faible foliation S3 de plan axial, orientéeONO, est produite par l’alignement de la biotite et de lamuscovite. Les plis P3 semblent se produire durant le soulè-vement des séquences métasédimentaires et coïncideraientavec la fin du maximum thermique et le début du refroidis-sement, puisque les structures P3 affectent les assemblagesde haute température.

La région de Jungle Lake a été très peu affectée par laphase de déformation P4 qui est caractérisée par des plis dé-versés vers l’ouest, des axes de plis plongeant vers le nord(08°→ 029). Cette phase de déformation a eu lieu durant unrégime de compression E–W (Zwanzig 1995).

Géochronologie U–Pb

Méthode analytiqueLes minéraux à dater ont été isolés par les méthodes clas-

siques de broyage et de séparation à partir d’échantillonsd’environ 25 kg. Toutes les analyses ont été effectuées sur

des monocristaux de monazite et de zircon limpides etdépourvus de fractures. Dans les cas appropriés, les surcrois-sances ont été isolées et analysées séparément des noyauxautant pour le zircon que pour la monazite. Tous les zirconset certaines monazites ont été abrasés suivant la techniquedécrite par Krogh (1982). Une solution des traceurs isotopi-ques 233U–235U–205Pb (Krogh 1973; Krogh et Davis 1975;Parrish et Krogh 1987) a été ajoutée aux échantillons avantla mise en solution. La dissolution de la monazite s’est ef-fectuée dans des capsules Savillex à l’aide d’acide chlorhy-drique 6 M, tandis que celle du zircon se fait dans desbombes de téflon à l’aide des acides fluorhydrique et ni-trique. La séparation chimique de l’U et du Pb suit la mé-

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Fig. 3. (a) Photographie de l’affleurement où l’on a prélevél’échantillon CK-1 montrant les veines boudinées du mobilisat àsillimanite–cordiérite syn-S2. (b) Monazites extraites de cetéchantillon indicant le numéro de l’analyse correspondant.(c) Diagramme concordia montrant les analyses pourl’échantillon CK-1.

thode de Krogh (1973). L’U et le Pb sont recueillis dans unmême contenant pour le zircon et séparément pour la mona-zite, afin de ne pas inclure la contamination en plomb prove-nant de la purification de l’U dans la fraction contenant lePb de l’échantillon. L’U et le Pb sont déposés sur un fila-ment de rhénium en utilisant une solution de gel de silice etd’acide phosphorique. Pour le zircon, l’U et le Pb sont dépo-sés et analysés sur le même filament, alors que pour la mo-nazite, l’U et le Pb sont déposés et analysés sur desfilaments différents. Les compositions isotopiques sont me-surées par ionisation thermique à l’aide d’un spectromètreVG SECTOR. Les températures d’analyse pour le plomb etl’uranium se situent respectivement entre 1450–1500°C et1490–1550°C. Les rapports isotopiques ont été mesurés surla cage de Faraday ou le détecteur Daly. Les procédures ana-lytiques utilisées sont décrites en détail par Machado et al.(1996). Le niveau de contamination maximum pendant cetteétude est de 15 à 25 pg de plomb et de 2 à 5 pg d’uraniumrespectivement pour les analyses de zircon et celles de mo-nazite. La composition isotopique du plomb commun initiala été estimée en utilisant le modèle d’évolution à deux sta-des de Stacey and Kramers (1975). Les droites de régres-sion, les interceptes avec la courbe concordia et les erreursassociées ont été calculés selon la méthode de Davis (1982).La précision des âges est référée à un niveau de confiance de95%. Les constantes de désintégration utilisées sont cellesrecommandées par l’Union Internationale des Sciences Géo-logiques (Steiger et Jäger 1977).

RésultatsLors de la cartographie de la région de Jungle Lake, diffé-

rentes générations de leucosomes ont été mises en évidencesur la base de leurs relations structurales et ont été échantil-lonnées. Les échantillons datés sont reportés sur la figure 2.Les caractéristiques morphologiques des monazites analy-sées sont présentées au tableau 1 et les données U–Pb au ta-bleau 2.

Mobilisat syn-S2Deux échantillons (CK-1 et CK-2) ont été prélevés de ce

type de mobilisat. Le premier est un leucosome à quartz,plagioclase, sillimanite, biotite, grenat et muscovite qui seretrouve à l’intérieur des méta-arénites de la suite de Burn-twood. Ce leucosome forme des veines millimétriques à dé-cimétriques, souvent boudinées dans le plan de foliation S2,contenant généralement entre 5 et 15% de sillimanite(fig. 3a) mais, exceptionnellement, jusqu’à 60%. Elle se pré-sente sous deux morphologies distinctes; des amas de fibro-lite et des cristaux automorphes. L’étude microscopiqueindique que les deux morphologies de sillimanite croissentau dépens du plagioclase qui se trouve dans le mobilisat.Lorsque la sillimanite atteint des quantités exceptionnelles,le quartz devient inexistant. Il est toutefois difficile d’établirune réaction métamorphique, puisque les minéraux impli-qués semblent ne pas être en équilibre. Le contact entre lepaléosome et le mobilisat est marqué par une augmentationde la concentration en biotite. Ce mobilisat représente un as-semblage métamorphique correspondant à des conditions detempérature et pression estimées à 750 ± 50°C et entre 4,5 et6,5 Kbar (1 bar = 100 kPa) (Gordon 1989). Il est le seul oùl’on a observé de la sillimanite dans la région d’étude. La

production du mobilisat a formé des horizons migmatitiques,ainsi que des schlieren parallèles à la foliation régionale S2suggérant que ce mobilisat est synchrone de cette foliation.Par ailleurs, la présence de sillimanite indique que le mobili-sat a subi le maximum thermique du métamorphisme. Uneforte linéation minérale et d’étirement de la sillimanite et duquartz indique un transport tectonique du NNE vers le SSOpostérieur à la formation de ce mobilisat. La localisation dusite de l’échantillon CK-1 a été choisie pour son faible degréde remobilisation ultérieure. Le gneiss encaissant (sédimentsde la suite de Burntwood) et les schlieren de biotite ont étésoigneusement enlevés dans le but d’éviter la contaminationpossible par des monazites détritiques ou héritées.

Les monazites extraites de ce mobilisat montrent plusieursvariations morphologiques, et certains grains présentent dessurcroissances incolores (fig. 3b, tableau 1). Les zircons decette roche sont métamictes et de très mauvaise qualité etn’ont donc pas été analysés. Les monazites automorphes(analyses 1 et 5) livrent des âges207Pb/206Pb de 1803 Ma,discordants de 1,6 et 0,9% (fig. 3b et 3c; tableaux 1 et 2).Un cristal xénomorphe (2) livre un âge207Pb/206Pb de 1808(1,2% discordant), tandis qu’un cristal subautomorphe (3)livre un âge concordant, à l’erreur près, de 1809 ± 2 Ma. Lasurcroissance incolore (4) de ce cristal (3) livre un âgeconcordant de 1807 ± 2 Ma.

Les monazites automorphes sont légèrement plus jeunes(1803 Ma) que les monazites xénomorphes à subautomor-phes (1808–1809 Ma). D’autre part, la surcroissance ana-lysée (4) livre un âge de 1807 ± 2 Ma, analytiquementéquivalent à l’âge du noyau du même cristal (1809 ± 2 Ma),indiquant que la surcroissance est contemporaine du noyau.On remarque aussi qu’aucune monazite plus jeune que1803 Ma n’a été detectée dans ce mobilisat. On peut doncconclure que la région de Jungle Lake était sous des condi-tions propices à la cristallisation de monazite entre 1809 et1803 Ma. Ces conditions sont produites par un métamor-phisme régional associé à la mise en place des nappes (P2)et au développement de la foliation S2.

L’échantillon CK-2 représente la fusion in situ des méta-arkoses du Goupe de Missi. Le leucosome est caractérisé pardes veines centimétriques roses de composition granitique,boudinées et de texture porphyroblastique. Ce mobilisat esttransposé par la foliation S2 et plissé par des plis isoclinauxde génération P3.

L’observation des monazites de l’échantillon CK-2 révèlepeu de variations morphologiques et chromatiques. La mo-nazite analysée livre un âge concordant de 1804 ± 3 Ma(analyse 6, tableau 2, fig. 4). Cet âge est identique, aux er-reurs près, à l’âge des monazites automorphes du mobilisatCK-1 (1803 Ma).

Mobilisat tardi-S2L’échantillon CK-3 représente une diatexite de composi-

tion granodioritique à texture porphyroblastique produite parla migmatisation des gneiss quartzofeldspathiques et desméta-arénites de la suite de Burntwood. Cette diatexite re-coupe des mobilisats à sillimanite–grenat formés pendant lemaximum thermique du métamorphisme et représentés parl’échantillon CK-1. Les paléosomes contiennent une forteconcentration en biotite. Les schlierens de biotite formentune légère foliation (S2) et sont plissés par les plis de géné-

© 1999 CNRC Canada

1848 Can. J. Earth Sci. Vol. 36, 1999

ration P3 (fig. 5a). Les phénocristaux de plagioclase, dequartz et de microcline peuvent atteindre 0,7 cm de lon-gueur. L’étude microscopique révèle que ce mobilisat estpeu affecté par la schistosité S2. De plus, malgré une com-position propice, la sillimanite est absente, suggérant que lesconditions thermiques pour former la silimanite n’était plusprésentes. Ces observations et les relations de recoupement

observées sur le terrain indiquent que le mobilisat représentépar l’échantillon CK-3 est tardi-S2 et postérieur au maxi-mum thermique.

Les zircons extraits de cet échantillon se présentent sousdifférentes morphologies, et certains grains sont constituésd’un noyau métamicte de forme ovoïde entouré d’une sur-croissance incolore et limpide à terminaisons pyramidales.

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Parent et al. 1849

Analyse Description des monazites AbrasionAge(Ma)

Disc.%

Échantillon CK-11 Cristal automorphe, prisme rectangulaire, facettes bien cristallisées,

sans inclusion, sans fractureNon 1803 1,6

2 Cristal xénomorphe, jaune moyen, semi-translucide, couchealtération d’hématite

30 min 1808 1,2

3 Cristal sub automorphe, quelques facettes bien cristallisées, limpide,jaune moyen, + surcroissance incolore (analyse 4)

30 min 1809±2 Conc.

4 Surcroissance incolore de cristal 4 Non 1807±2 Conc.5 Cristal automorphe jaune moyen, facettes bien cristallisées, limpide,

sans inclusion, sans fractureNon 1803 0,9

Échantillon CK-26 Cristal sub automorphe, quelques facettes bien cristallisées, jaune

moyen, limpide, équidimentionnel, allure sphériqueNon 1804±3 Conc.

Échantillon CK-314 Petit cristal automorphe, incolore à jaune-verdâtre, facettes bien

cristallisées, équidimentionnelNon 1795±2 Conc.

15 Cristal automorphe, jaune moyen, parfaitement cristallisé, limpide,sans inclusion, sans fracture

Non 1812±2 Conc.

16 Cristal automorphe, jaune moyen, parfaitement cristallisé, prismerectangulaire

non 1793±2 Conc.

17 Cristal xénomorphe, limpide, sans inclusion, mince surcroissanceautour du cristal

1 h 30 min 1806 2,5

18 Cristal xénomorphe, quelques facettes bien cristallisées, jaunemoyen, limpide + surcroissance incolore (non analysée)

1 h 30 min 1806±2 Conc.

19 Gros cristal sub automorphe, quelques facettes bien cristallisées ±arrondies, limpide couche d’hématite, présence de noyau possible

45 min 1789±2 Conc.

Échantillon CK-420 Cristal automorphe, bien cristallisé, jaune moyen, limpide, prisme

rectangulaire, sans inclusionNon 1809±3 Conc.

Échantillon CK-521 Cristal automorphe, facettes bien cristallisées, jaune moyen, prisme

rectangulaire aplatiNon 1876 2,9

22 Cristal automorphe, équidimentionnel, facettes bien développées,jaune moyen, traces d’hématite

Non 1812±4 Conc.

23 Cristal automorphe, parfaitement cristallisé, jaune foncé, sans inclu-sion, limpide, trace d’hématite

Non 1803 1,0

24 Cristal automorphe à fort relief, couleur jaune pâle à teinteverdâtre, très bien cristallisé, limpide, sans inclusion

Non 1789 1,5

25 Surcroissance de couleur jaune pâle (le noyau de cette surcroissancen’a pas été analysé)

Non 1807±2 Conc.

26 Cristal automorphe, jaune foncé à orangé, présence d’hématite àl’intérieur qui pourrait délimiter un noyau (l’abrasion a étéeffectuée pour éliminer la possible surcroissance)

2 h 1788 1,3

27 Cristal xénomorphe, surfaces arrondies ± irrégulières, taches etencroûtement d’hématite (toute la surface d’hématite a étéenlevée par abrasion)

2 h 1804±2 Conc.

Tableau 1. Caractéristiques des monazites analysées.

©1

99

9C

NR

CC

an

ad

a

1850C

an.J.

Earth

Sci.

Vol.36,

1999

Échantillon Concentrations Rapports atomiques Ages (Ma)

No. MinéralaPoids(µg)b

U(ppm)c

Pbrad

(ppm)cPbcom

(pg)d206

204

PbPb

e 208

206

PbPb

f 206

238

PbU

f

±

207

235

PbU

f

±

207

206

PbPb

f

±

206

238

PbPb

207

235

PbPb

207

206

PbPb

Échantillon CK-11 m (na) 19 12 195 10 141 103 45 281 1,919 0,3175 0,32 4,826 0,33 0,11023 0,05 1778 1789 18032 m(a) 4 14 338 8 778 24 48 643 1,106 0,3199 0,50 4,876 0,52 0,11054 0,06 1789 1798 18083 m(a) 10 5 791 4 118 39 30 182 1,413 0,3261 0,24 4,972 0,25 0,11057 0,05 1819 1815 18094 m (na) 2 6 553 5 095 9 29 084 1,667 0,3232 0,15 4,920 0,25 0,11043 0,04 1809 1808 18075 m (na) 5 6 120 5 860 32 19 571 2,350 0,3197 0,29 4,858 0,30 0,11020 0,05 1788 1795 1803

Échantillon CK-26 m (na) 4 3 960 3 880 78 4 135 2,391 0,3235 0,15 4,918 0,25 0,11027 0,08 1807 1805 1804

Échantillon CK-37 z, sc, in 1* 9 217* 2 750* 16 10 802 0,020 0,3077 0,24 4,597 0,25 0,10837 0,50 1729 1748 17728 z, sc, in 1* 3 229* 1 000* 38 1 706 0,025 0,3173 0,17 4,823 0,25 0,11026 0,07 1776 1789 18049 z, sc, in 1* 7 426* 2 233* 40 3 651 0,024 0,3087 0,18 4,624 0,25 0,10863 0,05 1734 1754 177710 z, sc, in 1* 4 493* 1 399* 18 5 158 0,023 0,3195 0,15 4,844 0,25 0,10993 0,05 1787 1792 179811 z, sc, in 1* 5 004* 1 542* 24 4 124 0,024 0,3161 0,17 4,794 0,25 0,11000 0,05 1771 1784 179912 z, sc, in 1* 6 215* 1 851* 59 2 044 0,026 0,3054 0,15 4,593 0,25 0,11091 0,05 1718 1748 178513 z, pp, in 1* 712* 223* 7 2 007 0,026 0,3211 0,19 4,866 0,25 0,10993 0,09 1794 1796 179814 m (na) 2 3 358 4 752 19 7 188 4,001 0,3194 0,18 4,832 0,25 0,10971 0,05 1787 1790 179515 m (na) 12 3 808 8 281 103 9 082 6,672 0,3225 0,24 4,926 0,30 0,11075 0,06 1802 1807 181216 m (na) 12 4 684 6 464 20 57 373 3,843 0,3219 0,20 4,866 0,25 0,10963 0,05 1799 1796 179317 m (a) 2 2 133 4 246 55 1 559 6,177 0,3154 0,20 4,801 0,25 0,11041 0,07 1767 1785 180618 m (a) 6 1 469 3 700 14 12 502 7,911 0,3223 0,20 4,905 0,25 0,11040 0,06 1801 1803 180619 m (a) 12 4 501 9 566 72 15 247 6,587 0,3187 0,19 4,816 0,25 0,10957 0,06 1784 1788 1792

Échantillon CK-420 m (na) 12 1 065 5 135 38 6 972 15,97 0,3255 0,16 4,962 0,25 0,11054 0,08 1817 1813 1808

Échantillon CK-521 m (na) 2 2 188 6 809 184 510 9,833 0,3279 0,26 5,188 0,45 0,11472 0,35 1828 1851 187522 m (na) 6 1 019 4 670 42 2 983 15,13 0,3254 0,26 4,970 0,27 0,11076 0,11 1816 1814 181223 m (na) 5 1 000 3 160 8 13 065 10,29 0,3194 0,39 4,854 0,40 0,11020 0,06 1787 1794 180324 m (na) 2 2 602 5 588 7 14 949 6,760 0,3150 0,29 4,750 0,51 0,10936 0,12 1765 1776 178925 m, sc

(na)3 1 243 1 788 3 28 614 4,021 0,3237 0,31 4,929 0,32 0,11044 0,05 1808 1807 1807

26 m (a) 3 4 265 9 676 33 7 738 7,194 0,3153 0,30 4,751 0,32 0,10929 0,07 1766 1776 178827 m (a) 12 7 552 10 240 36 51 826 3,718 0,3244 0,19 4,934 0,25 0,11031 0,05 1811 1808 1804

aMinéral : z, zircon; m, monazite. Forme : sc, surcroisance; pp, petit prisme. Couleur : in, incolore. Abrasion : a, abrasé; na, non abrasé.b*, poids inférieur à la limite de la microbalance (<1µg). Par conséquence, les concentrations indiquées sont des valeurs minimales.cLes concentrations sont connues à ~20% pour les poids sous 20µg.dLe Pb commun total présent dans l’analyse corrigé pour le Pb dans le spike.eRapports mesurés corrigés pour le fractionnement seulement.fRapports corrigés pour le spike, le fractionnement, le blanc et le Pb commun initial. La précision analytique est en % à 1sigma.

Tableau 2. Résultats U–Pb.

Pour éviter d’analyser des zircons hérités, il est apparu pré-férable d’analyser individuellement les surcroissances à ter-minaisons pyramidales et des petits prismes automorphes.Des surcroissances incolores ont été détachées des noyaux(10, 11 et 8) à partir de la fraction diamagnétique. Elles li-vrent des âges207Pb/206Pb de 1798, 1799 et 1803 Ma respec-tivement discordants de 0,7, 1,8 et 1,7% (fig. 5c, tableau 2).Un prisme automorphe (1:3), incolore et limpide (analyse13), issu de la fraction diamagnétique livre un âge concor-dant de 1798 ± 2 Ma. La droite de régression calculée à par-tir des analyses 10, 11 et 13 livre un intercepte supérieur de1798 2

3−+ Ma. De plus, de minces surcroissances incolores en

périphérie de certains grains (analyses 7, 9 et 12) livrent desâges207Pb/206Pb de 1772, 1777 et 1785 Ma, respectivementdiscordants de 2,7, 2,7 et 4,3% (fig. 5d; tableau 2).

L’âge de1798 23

−+ Ma est interprété comme l’âge de cristal-

lisation du mobilisat tardi-S2. La formation de ce mobilisatse produit à la fin du développement de la foliation (S2) etavant la phase de plissement P3. Les analyses des mincessurcroissances incolores (7, 9 et 12) indiquent la présenced’une génération de zircon plus jeune. Leur discordance esttrès probablement due au fait que les surcroissances n’ontpas pu être abrasées plus longuement à cause de leur fragi-lité. Étant donné que l’intercepte inférieur de la discordia,défini par les analyses 10, 11 et 13, passe près de zéro, lesâges207Pb/206Pb des analyses 7, 9 et 12 sont significatifs(puisque les zircons d’une même roche ont probablement lemême style de discordance) et permettent de conclure quecette géneration de zircon a un âge approximatif de 1772 à1785 Ma.

Les monazites extraites de l’échantillon CK-3 montrentdes variations morphologiques et chromatiques (tableau 1,fig. 5b); certains cristaux présentent des surcroissances inco-lores. Les monazites 14, 15, 16, 18 et 19 livrent des âgesconcordants de 1795 ± 2, 1812 ± 2, 1793 ± 2, 1806 ± 2 et1789 ± 2 Ma (fig. 5c). L’analyse 17 livre un âge207Pb/206Pbde 1806 Ma, discordant de 2,5%.

Les monazites analysées se regroupent en deux popula-tions d’âges différents de part et d’autre de l’âge obtenupour les zircons (fig. 5c). Les monazites les plus jeunes (14,16 et 19) livrent des âges entre 1789 et 1795 Ma, alors queles monazites les plus anciennes (15, 17 et 18) se situententre 1806 et 1812 Ma. Les âges des monazites plus jeunes

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Parent et al. 1851

Fig. 4. Diagramme concordia pour les échantillons CK-2(mobilisat syn-S2) et CK-4 (mobilisat syn-P3).

Fig. 5. (a) Photographie de l’affleurement montrant le mobilisattardi-S2, échantillon CK-3. (b) Monazites extraites de cetéchantillon indicant le numéro de l’analyse correspondant.(c) Diagramme concordia montrant les analyses de zircon(ellipses remplies) et de monazite (ellipses vides) les plusconcordantes pour l’échantillon CK-3. (d) Diagramme concordiamontrant les analyses de zircon les plus discordantes (7, 9, 12)pour l’échantillon CK-3.

sont proches de l’âge défini par les zircons, ce qui pourraitindiquer qu’elles se sont formées pendant le même événe-ment thermique. Cependant, les âges des monazites plus an-ciennes (1806–1812 Ma) sont identiques à ceux dumétamorphisme plus ancien suggérant ainsi que ces monazi-tes sont héritées.

Dans la mesure où la morphologie des minéraux méta-morphiques montre une relation chronologique entre le mé-tamorphisme et la déformation, la morphologie desmonazites devrait donc traduire les caractéristiques pré-,syn- ou post-cinématiques. Par exemple, les cristaux auto-morphes pourraient être interprétés comme étant tardifs parrapport aux cristaux xénomorphes. Cependant, la morpho-logie des monazites extraites de l’échantillon CK-3 n’est pascohérente avec les âges obtenus. Ainsi, la monazite 15, par-faitement automorphe, livre l’âge le plus vieux (1812 Ma),tandis que la monazite 19, légèrement arrondie et recouverted’une couche d’hématite, livre l’âge le plus jeune (1789 Ma,fig. 5b).

Les résultats obtenus pour l’échantillon CK-3 peuventdonc être résumés comme suit : (1) le leucosome s’est misen place à1798 2

3−+ Ma; (2) il contient des monazites néo-

formées, dont l’âge varie entre 1795 et 1789 Ma, aussi bienque des monazites héritées datées à 1812 et 1806 Ma, et(3) le caractère automorphe ou xénomorphe des cristaux demonazite n’indique pas nécessairement leur âge relatif.

À la lumière des âges obtenus pour les échantillons CK-1,CK-2 et CK-3, nous pouvons émettre les conclusions suivan-tes : (1) des conditions thermiques et géochimiques favorablesà la cristallisation de monazite étaient présentes de façon con-tinue entre 1812 et 1803 Ma; (2) étant donné les relations derecoupement observées sur le terrain et la composition miné-ralogique des échantillons étudiés, le maximum thermique dumétamorphisme est plus ancien que 1798 Ma et sa limite tem-porelle inférieure est probablement à 1803 Ma, et (3) la miseen place des structures S2 se termine vers 1798 Ma. Cet âgeest aussi l’âge maximum pour les plis P3.

Mobilisat syn-P3Les mobilisats syn-P3, dans la région de Jungle Lake, sont

des pegmatites et des masses granitiques mises en place res-pectivement dans les plans axiaux et les charnières des plisde génération P3. L’échantillon CK-4 est un dyke de compo-sition granitique, homogène et de texture pegmatitique. Il re-coupe la foliation régionale (S2) et se situe dans le planaxial des plis P3. L’alignement de la biotite parallèlementaux plans axiaux des plis P3 définit une légère foliation S3.Les monazites sont automorphes et un cristal livre un âgeconcordant de 1809 ± 3 Ma (analyse 20, fig. 4; tableaux 1 et2). À la lumière des résultats obtenus pour l’échantillon CK-3, où l’âge maximum des plis P3 a été établi à1798 2

3−+ Ma,

l’âge de la monazite 20 du mobilisat CK-4 est trop vieux etne date pas la formation des plis P3. La meilleureinterprétation, cohérente avec les résultats précédents, est deconsidérer cette monazite comme héritée du mobilisat decomposition quartz–plagioclase–sillimanite–biotite–muscoviteet grenat associé au maximum thermique du métamorphismerégional.

Filon post-P3Les filons post-P3 ne montrent pas de schistosité, sont fai-

blement repris par les plis P4 et sont la seule suite de filons

qui recoupe aussi bien la suite de Missi que celle de Burn-twood. L’échantillon CK-5 représente un filon granitiqueépais de 30 cm, à texture graphique; il est composé dequartz, de feldspath potassique, de biotite, de muscovite etde magnétite. Ce filon recoupe les métatexites issues de lamigmatisation de la suite de Burntwood (fig. 6a).

L’observation des monazites extraites de l’échantillon CK-5 nous amène à reconnaître plusieurs types de grains(fig. 6b). Les monazites 22, 25 et 27 livrent respectivementdes âges concordants de 1812 ± 4, 1807 ± 2 et1804 ± 2 Ma(tableaux 1 et 2, fig. 6c). Les monazites 23, 24 et 26 livrentdes âges207Pb/206Pb de 1803, 1789 et 1788 Ma, respective-ment discordants de 1, 1,5 et 1,3%. Finalement, l’analyse dela monazite 21 livre un âge minimum de 1875 Ma (discor-dant de 2,9%).

Étant donné que les filons post-P3 représentent vraisem-blablement le dernier événement magmatique de la région etqu’aucune évidence de métamorphisme intense n’a été re-connue sur ces filons, l’âge des monazites 24 et 26 (ca. 1789Ma) est interprété comme étant le plus proche de l’âge de lamise en place des filons post-P3. Cependant, aucune de cesmonazites n’est concordante, ce qui contribue à l’incertitudesur l’âge de mise en place de ce filon. Toutefois, l’âge con-cordant de 1789 ± 2 Ma obtenu sur la monazite 19 del’échantillon CK-3 confirme la possibilité d’avoir un épisodede cristallisation à cette époque. Les âges des monazites 24et 26 limitent respectivement les âges minimum et maximumdes plis de générations P3 et P4. Les analyses 22, 23, 25 et27 livrent des âges variant de 1803 à 1812 Ma, interprétéscomme appartenant à des monazites héritées des métasédi-ments encaissants ce filon et représentant l’âge du métamor-phisme régional.

L’analyse de la monazite 21 révèle un âge discordant de1875 Ma, similaire à celui du gneiss tonalitique de JungleLake (1874 ± 2 Ma; Machado et al. 1999; fig. 6d). Une in-terprétation possible pour expliquer l’âge de cette monaziteserait de considérer que lors de sa remontée, le matériel dufilon a assimilé une phase leucogranitique cogénitique à latonalite de Jungle Lake.

Discussion

Comportement de la monazite durant lemétamorphisme et la migmatisation

Les monazites du leucosome tardi-S2 (CK-3) livrent desâges entre 1812 ± 2 et 1789 ± 2 Ma, celles d’un filon syn-cinématique P3 (CK-4) livrent un âge de 1809 ± 3 Ma, tan-dis que les monazites provenant d’un dyke post P3 (CK-5)livrent des âges de 1812 ± 4, 1807 ± 2, 1804 ± 2 etca. 1789 Ma. Ces données montrent que les âges des mona-zites ne s’accordent pas avec les âges relatifs de la mise enplace de ces mobilisats, tels qu’établis à partir des critères deterrain. En général, les données montrent que les roches qua-lifiées de plus jeunes, d’après les observations de terrain,contiennent des monazites avec une plus grande variétéd’âges ainsi que les monazites les plus jeunes.

La diversité des âges des monazites rapportée ici illustrela complexité du système isotopique U–Pb dans la monazite.Les analyses de grains individuels ont révélé la présence demonazites héritées qui peuvent coexister avec des monazitesde néo-formation, sans que la cristallisation de celles-ci

© 1999 CNRC Canada

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cause l’ouverture du système U–Pb des plus anciennes. Cesrésultats sont semblables à ceux obtenus sur des pélites dansle faciès à staurotide (Smith et Barreiro 1990) ce qui aamené ces auteurs à constater que la monazite retient le sys-tème U–Pb fermé si, une fois formée, le métamorphisme nedépasse pas l’isograde de la sillimanite. Les résultats mon-trent aussi que, contrairement à ce que l’on pourraits’attendre, les monazites automorphes peuvent livrer desâges plus vieux que les monazites xénomorphes. La morpho-logie des monazites n’indique donc pas nécessairementl’ordre relatif de cristallisation et elle ne peut pas être uti-lisée comme critère unique de sélection des grains.

Plusieurs facteurs peuvent être responsables ou contribuerà la préservation des âges anciens dans la monazite : unetempérature de fusion partielle inférieure à celle de la diffu-sion du plomb dans ce minéral, une durée du métamor-phisme trop courte pour permettre au plomb de diffuserjusqu’à l’extérieur du cristal, la composition du magma et lacirculation de fluides (Parrish 1990). Les températures dumaximum thermique mesurées dans le flanc sud du domainede Kisseynew sont de 650 à 660°C et de 750 à 760°C (Gor-don 1989; Leroux 1989; Norman et al. 1995) et sont prochesde la température de fermeture du système U–Pb dans lamonazite estimée à 700°C (Heaman et Parrish 1991) et à720–750°C (Copeland et al. 1988). Ces conditions thermi-ques sont supérieures à la température minimale de la forma-tion de la monazite dans des métapélites qui est de 525 ±25°C à 3.1 ± 0.25 kbar (Smith et Barreiro 1990). Il est doncpossible que les monazites formées au voisinage del’isograde de la sillimanite (CK-1) n’aient pas, par la suite,subi une température supérieure à ca. 700°C. Cependant,l’échantillon CK-3 contient du zircon, dont la températurede fermeture est plus élevée que celle de la monazite et es-timée à >800°C (Heaman et Parrish 1991) et aussi de la mo-nazite plus ancienne. La présence de zircons plus jeunes quel’épisode métamorphique principal a aussi été reconnue parParrish (1990) qui explique leur formation par un apport defluides lié à la décompression post-métamorphique.

En ce qui concerne la durée du métamorphisme, les don-nées obtenues indiquent que la monazite s’est formée pen-dant une période de 23 millions d’années (1812–1789 Ma).Ce laps de temps est assez long pour permettre la perte de50 à 90% du Pb radiogénique si l’on utilise les paramètresde Smith et Giletti (1997) pour les grains de dimensionscomprises entre 150 et 50µm. Cependant, les données nemontrent pas de relation systématique entre la perte enplomb et la dimension des cristaux.

Un facteur important qui n’a pas encore été étudié en dé-tail est la relation entre la composition chimique de la mona-zite et celle de la roche métamorphique mère. La monaziteest un réservoir important de terres rares légères (TRL), etson comportement géochimique durant le métamorphisme,et particulièrement durant l’anatexie de roches crustales,joue un rôle important dans la pétrogénèse des roches grani-tiques peralumineuses et métalumineuses (Rapp et Watson1986; Bingen et al. 1996).

Le phosphore et les terres rares sont les constituants struc-turaux à la saturation de la monazite dans un liquide. Watsonet Harisson (1984) montrent que lors de l’anatexie, unephase accessoire (p. ex. la monazite) sera résiduelle dans leliquide si la concentration de ces constituants stucturaux es-

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Fig. 6. (a) Photographie de l’affleurement montrant le mobilisatsyn-P3, échantillon CK-5. (b) Monazites extraites de cetéchantillon indiquant le numéro de l’analyse correspondant.(c) Diagramme concordia montrant les analyses pourl’échantillon CK-5. (d) Diagramme concordia montrant laposition de l’analyse 21 sur la discordia obtenue pour l’intrusionde Jungle Lake daté à 1874 ± 2 Ma (Machado et al. 1999).

sentiels de la source est supérieure à la concentration requisepour saturer le liquide. La quantité de terres rares nécessaireà la saturation du liquide est proportionnelle à la tempéra-ture. Ainsi, pour un magma granitique peralumineux lesconcentrations de terres rares requises à la saturation du li-quide en monazite sont de 360, 200, et 105 ppm, respective-ment pour des températures de 850, 800 et 750°C (Rapp etal. 1987). Dans ces conditions, les monazites préexistantesrésisteront à une fusion totale de la roche et formeront unephase résiduelle dans le nouveau magma. Par contre, un li-quide produit à la même température, mais dont la teneur enterres rares dans la source est inférieure à 105 ppm, serasous-saturé en monazite. Dans ce cas, les monazites serontdissoutes dans le nouveau magma (Rapp et al. 1987).

Les analyses des métasédiments de la suite de Burntwoodont révélé des teneurs en TRL atteignant 118 ppm. De plus,deux mobilisats issus de ces métasédiments ont des teneursTRL de 104 et 115 ppm (M. Shwetz, communication per-sonnelle). Ces données indiquent que la teneur en TRL étaitsuffisante pour saturer un liquide à 750°C (105 ppm).Puisque les conditions thermiques sur le flanc sud du do-maine de Kisseynew étaient proches de 750°C et que la con-centration en TRL nécessaire à la saturation du liquide étaitprobablement atteinte, il est donc logique d’obtenir des mo-nazites héritées. Si la migmatisation se produit pendant demultiples courtes périodes à des températures égales ou infé-rieures à celle de la diffusion du plomb dans la monazite, ilsera possible de former des monazites tout au long del’épisode thermique. Ces observations nous amènent à con-clure que la formation et la préservation de la monazite dé-pend très probablement de la relation entre la température etles teneurs en TRL des roches subissant le métamorphismeet pas seulement de la température comme il est générale-ment accepté.

Évolution métamorpiqueLa phase de plissement P2, résultant de la mise en place

des nappes de charriage, est caractérisée par des plis isocli-naux majeurs, déversés vers le sud (Zwanzig et Schledewitz1992). La mise en place de nappes provoque un épaississe-ment de la croûte responsable du métamorphisme régional etde la formation d’un mobilisat à quartz–plagioclase–sillimanite–grenat–muscovite–biotite (échantillon CK-1).Les conditions métamorphiques sont estimées à 750°C et en-viron 5.5 Kbar (Gordon 1989). L’étude structurale indiqueque la formation du mobilisat est synchrone du développe-ment de la foliation régionale S2, et la géochronologiemontre que les conditions thermiques ont contribué à la for-mation de monazite entre 1809 et 1803 Ma.

L’emplacement du leucosome tardi-S2 (CK-3) à1798 23

−+

Ma indique un apport de fluides et (ou) la présence de con-ditions d’anatexie encore élévées, mais inférieures au maxi-mum thermique, car la sillimanite est absente de celeucosome, malgré une composition propice de la rochesource, et aussi parce que ce leucosome recoupe des mobili-sats à sillimanite–grenat formés pendant le maximum ther-mique du métamorphisme et représentés par l’échantillonCK-1. Le début de la décroissance thermique est associé ausoulèvement des séquences méta-sédimentaires qui s’est pro-duit vers la fin de la phase de plissement P2. Par conséquent,

l’âge de1798 23

−+ Ma est interprété comme l’âge minimum de

la phase P2 et l’âge maximum pour la phase P3.La phase de déformation P4 représente la fin de la com-

pression NE–SO de l’orogenèse trans-hudsonienne. L’âgemaximum des plis P4 est limité par les dykes post-P3 à1789 Ma. Les minces surcroissances sur certains zircons dumobilisat CK-3 (1772, 1777 et 1785 Ma) auraient pu se for-mer pendant les déformations ductiles-cassantes auxquellesserait associée la circulation de fluides. Entre 1789 et1700 Ma, le domaine de Kisseynew pourrait avoir été sou-mis à une déformation post-collision (« thick-skinned »), ré-sultat d’un amincissement continu à travers l’orogène (Lucaset al. 1994). Le taux de refroidissement est estimé à 4.5°Cpar million d’années, pour atteindre la température de 250°Cvers 1700 Ma (Gordon 1989).

Les âges obtenus pour la région de Jungle Lake sont con-formes aux âges métamorphiques obtenus sur zircon, mona-zite et titanite pour les régions de Puffy Lake, CleunionLake, Sherridon – Batty Lake et Snow Lake du flanc sud dudomaine de Kisseynew, au Manitoba (fig. 7). Il est à remar-quer que les âges plus anciens sont semblables dans ces ré-gions. Ainsi, les zircons métamorphiques du gneiss deSherridon, situé à quelques kilomètres du Jungle Lake, li-vrent un âge de 1816 ± 2 Ma (Hunt and Froese 1992), tandisque des zircons provenant du gneiss remobilisé de la régionde Cleunion Lake ont livré des âges de 1818 ± 5 Ma(Ansdell et Norman 1995). On peut donc considérer que lalimite supérieure du maximum thermique dans le secteur suddu domaine de Kisseynew est dans l’intervalle 1818–1803 Ma. Le métamorphisme plus jeune est enregistré dansla région de Puffy Lake par des monazites à 1785 Ma, sil’on exclut une seule analyse à 1774 Ma (fig. 7). On peutdonc conclure que la cessation du métamorphisme au facièsamphibolite a eu lieu vers 1785 Ma. Il est aussi intéressantde noter que cette activité métamorphique a été continueentre 1818–1803 et 1785 Ma, soit pendant ca. 30 millionsd’années.

Sommaire et conclusion

Les données ci-dessus montrent que dans les leucosomesassociés à une génération de plissement des monazites for-mées in situ coexistent avec des monazites héritées de leuco-somes plus anciens et (ou) de roches encaissantes. Cetteobservation s’explique par la relation entre les teneurs enterres rares légères des roches générant la monazite et latempérature du métamorphisme.

Une cartographie détaillée, la classification et l’étudegéochronologique des différents leucosomes syn-cinématiques ont permis de limiter dans le temps les diffé-rentes phases de déformation et de métamorphisme de la ré-gion de Jungle Lake. Trois mobilisats indiquent que la phasede déformation P2 s’est produite entre 1812 ± 2 et1798 2

3−+ Ma. L’épisode de plissement P3 associé au transport

tectonique vers le sud sud-ouest et au soulèvement du do-maine Kisseynew est situé entre 1798 et ca. 1789 Ma. Lesâges obtenus indiquent que la déformation et le métamor-phisme dans le flanc sud du domaine de Kisseynew ont étédes processus continus depuis 1812 jusqu’à 1785 Ma.

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Remerciements

Ce travail a été financé par des subventions du projet Li-thoprobe-Trans-Hudson Orogen Transect et par des subven-tions de recherche du Conseil de Recherches en SciencesNaturelles et en Génie du Canada (CRSNG) à N. Machado.Le Manitoba Energy and Mines a fourni tout l’appui logis-tique nécessaire à l’éxécution des travux de terrain. Le labo-ratoire de géochronologie au GEOTOP-Université duQuébec à Montréal est financé par le Fonds pour la forma-tion de chercheurs et l’aide à la recherche (Québec) et leCRSNG (Canada). Renée Cunnigham a été une aide pré-cieuse sur le terrain. Nous remercions F. Robert et R. La-pointe pour leur dédication à l’entretien des laboratoires et J.David pour son soutient et de nombreuses discussions sur leKisseynew. Nous remercions M. Laithier pour l’exécutiondes dessins à courte échéance. M. Larocque, L. Donahue eten particulier L. Paquette ont beaucoup aidé à la réalisationde ce projet. Les commentaires exhaustifs de B. Bingen, L.Latouche et J. Martignole ont grandement contribué à amé-liorer cet article.

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Fig. 7. Compilation des âges U–Pb associés au métamorphismedu flanc sud du domaine de Kisseynew au Manitoba (cercles,zircon; carrés, monazite; triangles, titanite). Afin de faciliter lalecture, les symboles vides d’une région alternent avec lessymboles pleins de la région suivante. S–B, régions de Sherridonet Batty Lake; CL, Cleunion Lake; SL, Snow Lake. Les donnéesproviennent de ce travail et de Ansdell et Norman (1995),Ashton et al. (1992), David et al. (1996), Hunt et Froese (1992),Hunt et Schledewitz (1992), Hunt et Zwanzig (1993) et Machadoet al. (1999) et la recherche non publiée par Gordon en 1990.

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