FÉLIX-ANTOINE COMEAU

STRUCTURE ET STRATIGRAPHIE DE LA ZONE PARAUTOCHTONE DES APPALACHES

TACONIENNES DANS LA RÉGION DE QUÉBEC

Mémoire présenté à la Faculté des études supérieures de l’Université Laval

dans le cadre du programme de maîtrise en Sciences de la Terre pour l’obtention du grade de maître ès sciences (M.Sc.)

FACULTÉ DES SCIENCES ET DE GÉNIE UNIVERSITÉ LAVAL

QUÉBEC

DÉCEMBRE 2006 © Félix-Antoine Comeau, 2006

Résumé Le bassin d’avant-pays taconien du Québec peut être divisé en 3 unités

lithostratigraphiques diachroniques: (1) une unité basale dominée par des calcaires argileux;

(2) une unité médiane dominée par des mudstones; et (3) une unité sommitale dominée par

des turbidites.

Au sein de la séquence à turbidites se sont développées des unités chaotiques qui se

distinguent sur la base des processus à l’origine de leur formation. (1) Olistostromes: corps

sédimentaires mis en place par des coulées de débris ou des avalanches, composés de blocs

de tailles variables, presque exclusivement dérivés du bassin d’avant-pays même. (2)

Tectonosomes: unités du bassin d’avant-pays très fortement déformées et tectonisées

localisées dans des zones de failles ou le long de flancs de plis qui sont le résultat de

boudinage, d’imbrication et de chevauchement.

La déformation à l’intérieur de la zone met en évidence 2 familles de plis: des plis orientés

N20 et N70. Les relations chronologiques suggèrent 2 phases distinctes de déformation:

une première phase reliée à l’imbrication de la séquence du bassin d’avant-pays et à

l’emplacement des allochtones les plus externes suivie par une étape plus tardive avec le

chevauchement hors-séquence de la Nappe de la Chaudière au-dessus de la zone

parautochtone précédemment imbriquée et transportée par les allochtones externes.

ii

Avant-propos Le chapitre 2 constitue entièrement un article paru en décembre 2004 dans la Revue

canadienne des sciences de la Terre (volume 41, numéro 12, pages 1473–1490). L’auteur

de ce présent mémoire en est le premier auteur. Les coauteurs sont respectivement: Donna

Kirkwood (Université Laval à la parution de l’article, mais maintenant à la Commission

géologique du Canada); Michel Malo (INRS-ETE); Esther Asselin (Commission

géologique du Canada); Rudolf Bertrand (INRS-ETE).

Remerciements Rien ne s’est déroulé comme il était prévu. D’abord, ce projet de maîtrise a largement été

modifié depuis l'esquisse de ses premiers objectifs. Nous avons découvert des choses

auxquelles nous ne nous attendions pas. Puis, l’échéancier a trop souvent été reporté,

laissant une saveur un peu drôle dans la bouche. Malgré tout, cette expérience restera en

moi ancrée à jamais et j’insiste d’utiliser cette espace afin de remercier les personnes avec

lesquelles j’ai eu beaucoup de plaisir à côtoyer.

Donna Kirkwood (directrice, Université Laval) a été celle qui, dès les tous débuts, m’a

inspiré d’en savoir plus et encore sur la géologie structurale, la tectonique et la grande

famille de la géodynamique continentale. Avec elle, la géologie n’a jamais été une aussi

bonne porteuse de rêve. Avec elle, tout était compliqué et tout se résolvait avec une telle

simplicité. Elle m’a appris à devenir une personne plus critique, notamment sur moi-même,

et à toujours écouter les avis contraires.

Michel Malo (co-directeur, INRS-ETE) a toujours été pour moi celui avec qui on pouvait se

fier. Son intégrité m’a toujours donné de l’assurance et quand je sortais de son bureau, je

savais que je m’en allais dans la bonne direction. Beaucoup d’honnêteté et de crédibilité se

dégage de lui, à mes yeux.

iv

Michel Rocheleau (co-directeur, Université Laval) s’est greffé au projet sur le tard, mais

m’a apporté une multitude de petites choses qu’on ne remarque jamais assez. Doté d’un

grand bagage d’expérience, il s’est toujours montré intéressé et les discussions avec lui se

terminent habituellement par un rire.

Denis Lavoie (Commission géologique du Canada) était celui qui chapeautait la grande

étude régionale du NATMAP, dont ce travail de maîtrise s’est imbriqué. Ses capacités

d’assimilation, de vulgarisation ainsi que de grand communicateur m’ont toujours emballé.

Je remercie par le fait même la Commission géologique du Canada pour le financement

attribué à cette maîtrise.

Sans Esther Asselin (Commission géologique du Canada) et Rudolf Bertrand (INRD-ETE),

ce travail de maîtrise aurait été beaucoup moins intéressant. Je me compte chanceux d’avoir

pu intégrer leur participation pour ainsi donner une valeur multidisciplinaire au projet puis

d’en faire un travail d’équipe.

Je lève aussi mon chapeau à mes coéquipiers de terrains, Mathieu Lavoie et Virginie

Lavoie, pour l’ardeur de leur contribution et les questions embêtantes qu’ils ont soulevées.

Pour terminer, j’aimerais remercier Pierre Therrien pour ce qu’il est et pour ce qu’il fait…

Table des matières Résumé..................................................................................................................................... i Avant-propos ..........................................................................................................................ii Remerciement ........................................................................................................................iii Table des matières .................................................................................................................. v Liste des tableaux...................................................................................................................vi Liste des figures ....................................................................................................................vii Introduction.............................................................................................................................1

1.1 Problématique et travaux antérieurs .............................................................................2 1.2 Objectifs......................................................................................................................11 1.3 Méthodologie ..............................................................................................................12 1.4 Cadre géologique ........................................................................................................14

1.4.1 Zones tectonostratigraphiques des Appalaches ...................................................14 1.4.2 La géologie de la région de Québec.....................................................................15

1.4.2.1 La province de Grenville ..............................................................................17 1.4.2.2 Le domaine autochthone...............................................................................17 1.4.2.3 Le domaine parautochtone............................................................................20 1.4.2.4 Le domaine allochtone..................................................................................21

1.4.3 Évolution tectono-stratigraphique de la marge laurentienne ...............................27 1.4.3.1 Séquence de marge passive...........................................................................27 1.4.4.2 Bassin d’avant-pays ......................................................................................28

1.5 Localisation de la région à l'étude...............................................................................29 1.6 Géologie du domaine parautochthone de la région de Québec ..................................30

1.6.1 Nomenclature et stratigraphie..............................................................................30 1.6.2 Les « argiles-à-blocs » de St-Julien .....................................................................33

1.7 Présentation du mémoire ............................................................................................35 Chapitre 2. Taconian melanges in the parautochthonous zone of the Quebec Appalachians revisited: Implications for foreland basin and thrust belt evolution .....................................37

2.1 Abstract.......................................................................................................................37 2.2 Résumé........................................................................................................................38 2.3 Introduction.................................................................................................................39 2.4 Geological setting .......................................................................................................43 2.5 Stratigraphy of the Québec taconian foreland basin...................................................44 2.6 The upper turbidite unit ..............................................................................................47 2.7 Stratigraphy of the parautochthonous zone in the Québec City area..........................50 2.8 Thermal maturation in the parautochthonous zone.....................................................59 2.9 Discussion...................................................................................................................63

2.9.1 Chaotic units: Olistostromes or tectonosomes? ...................................................63 2.9.1.1 Olistostromes ................................................................................................64 2.9.1.2 Tectonosomes ...............................................................................................65 2.9.1.3 Origin and nature of component rocks in olistostrome and tectonosome bodies ........................................................................................................................67

2.9.2 Structural evolution of the parautochthonous zone .............................................69

vi 2.9.2.1 Tectonic control of turbidite deposition within the foreland basin...............70 2.9.2.2 Imbrication of the foreland basin sequence ..................................................70 2.9.2.3 Structural development of the parautochthonous zone.................................72

2.9.3 Implications for regional emplacement of thrust slices and out-of-sequence thrusting in the parautochthonous zone ........................................................................73 2.9.4 Taconian mélanges in the northeastern Appalachians.........................................76

2.10 Conclusions...............................................................................................................77 2.11 Acknowledgments ....................................................................................................79

Chapitre 3. Analyse structurale de la zone de failles imbriquées de la région de Québec ...81

3.1 Région à l’étude ..........................................................................................................81 3.1.1 Style structural .....................................................................................................81 3.1.2 Domaines structuraux ..........................................................................................83

3.2 Analyse structurale de la région à l’étude...................................................................84 3.2.1 Plis .......................................................................................................................84 3.2.2 Failles...................................................................................................................91

3.2.2.1 Chevauchements ...........................................................................................91 3.2.2.2 Décrochements..............................................................................................92

3.3. Discussion..................................................................................................................95 3.3.1 Évolution structurale............................................................................................97 3.3.2 Modèle tectonique..............................................................................................101

Conclusions.........................................................................................................................102 Bibliographie ......................................................................................................................106 Annexe ................................................................................................................................113

Liste des tableaux Table 2.1. Chitinozoan identifications and their biostratigraphic equivalents in terms of eastern North American chitinozoan and graptolite zones ................................................... 58 Table 2.2. Total organic carbon (TOC) and Rock Eval analysis of selected Pointe Aubin samples.................................................................................................................................. 60 Table 2.3 - Reflectance of dispersed organic matter (DOM) in Pointe Aubin samples ....... 61 Tableau 3.1 - Récapitulatif des résultats des analyses stéréographiques des plis................. 85 Tableau 4.1 – Tableau descriptif des similitudes et différences entre les olistostromes et les tectonosomes....................................................................................................................... 104

Liste des figures Figure 1.1 – Les zones tectonostratigraphiques des Appalaches canadiennes avec les transects du projet des Ponts Géologiques de l’Est du Canada .............................................. 4 Figure 1.2 – Géologie générale des Appalaches du Sud du Québec ...................................... 5 Figure 1.3 – Cadre stratigraphique de la succession de l’Ordovician de la Plate-forme du Saint-Laurent (modifié de Lavoie 1994; échelle géologique de Tucker et McKerrow 1995).8 Figure 1.4 - a) Géologie du front appalachien dans la région de Québec; b) Coupe géologique le long de la ligne sismique 2001....................................................................... 16 Figure 1.5 – Les quatre principales nappes appalachiennes de la région de Québec ........... 24 Figure 1.6 – Localisation de la région à l’étude ................................................................... 30 Figure 1.7 – Carte géologique de la Pointe Aubin et des « argiles-à-blocs » de St-Julien (1968).................................................................................................................................... 32 Figure 2.1 - General geology of the southern Quebec Appalachians ................................... 40 Figure 2.2 - A) Geology of the Appalachian front in the Québec City; B) Cross section along 2001 seismic line......................................................................................................... 42 Figure 2.3 - Stratigraphic framework for the Ordovician succession of the St. Lawrence Lowlands............................................................................................................................... 45 Figure 2.4 - Stratigraphy of the upper turbidite unit of the Taconian foreland basin........... 49 Figure 2.5 - A) Geological map of the Pointe Aubin area and lithological assemblages of the Les Fonds Formation; B) Map of chaotic units by St-Julien (1968) .............................. 52 Figure 2.6 - Schematic stratigraphic succession of the Les Fonds Formation in the core of the syncline at Pointe Aubin ................................................................................................. 54 Figure 2.7 - a) Interbedded olistostrome zone within the flyschoid sequence of Les Fonds Formation; b) Close up view of the olistostrome unit. A perpendicular cleavage is recognized; c) Aerial photography of the tectonosomes’ triaxial geometry at the Pointe Aubin.; d) Folded tectonosome............................................................................................. 55 Figure 2.8 - Detailed map of the tectonosomes along the northern limb of Pointe Aubin syncline ................................................................................................................................. 56 Figure 2.9 - Modified Espitalié (with the addition of HC yield that is determined from HI (left vertical scale) and TOC................................................................................................. 60 Figure 2.10 - Relationship between geology of Pointe Aubin syncline and Tmax .............. 61 Figure 2.11 - Structural evolution of the parautochthonous zone......................................... 72 Figure 3.1 - Coupe structurale du terrain à l’étude ............................................................... 82 Figure 3.2 – Les six domaines structuraux du terrain à l’étude............................................ 84 Figure 3.3 - Projections stéréographiques des pôles des plans de stratification ................... 87 Figure 3.4 - Projections stéréographiques des pôles des plans de clivage............................ 88 Figure 3.5 - Projections stéréographiques des axes de plis................................................... 89 Figure 3.6 - Projections stéréographiques des pôles des plans axiaux des plis .................... 90 Figure 3.7 - Projections stéréographiques des plans de failles pour les domaines 2 à 4 ...... 93 Figure 3.8 - Projections stéréographiques des plans de failles pour les domaines 5 et 6 ..... 94 Figure 3.9 - Inversion tectonique.......................................................................................... 96 Figure 3.10 - Patron d’interférence sur le terrain à l’étude................................................... 98

ix

Figure 3.11 - Stéréogramme des pôles aux plans de stratifications des principales nappes de la région de Québec ............................................................................................................ 100 Figure 3.12 – Modèle tectonosédimentaire de la zone de failles imbriquées des Appalaches québécoises de la région de Québec ................................................................................... 101 Figure 4.1 - Mécanismes de formation des olistostromes versus les tectonosomes ........... 104 Figure 4.2 - Environnement de dépôts des olistostromes et des tectonosomes .................. 105

Introduction Le premier rapport concernant la géologie des environs de la ville de Québec revient à

Bigsby (1827). Ses études stratigraphiques furent rectifiées un peu plus de dix ans plus tard

par Emmons (1841), le père du Système Taconique, qui visita Québec et les chutes

Montmorency. Il proposa que les formations de la région de Québec étaient équivalentes à

celles reconnues dans l’état de New-York par les travaux de la Commission Géologique de

cet état de 1836 à 1841, dont Emmons faisait lui-même partie.

Avec la fondation de la Commission Géologique du Canada en 1841, Sir William E.

Logan, A. R. C. Selwyn et leurs collaborateurs passèrent tour à tour maintes années à

étudier la géologie dans les environs de Québec, unissant leurs efforts dans le but d’en

arriver à une interprétation raisonnable de la structure et de la stratigraphie de la région de

la ville de Québec. Petit à petit, et par étape, Logan et ses collègues produisirent une carte

géologique et définirent des formations, dont quelques-unes nouvelles et difficiles à

corréler, déchiffrèrent les éléments de base de la structure géologique de la région. La carte

de Logan (1863), montrant les conglomérats calcaires de Lévis, fut d’ailleurs la première

carte géologique détaillée produite au Canada.

Finalement, les résultats de Logan et ses homologues furent publiés en 1863 dans la

première édition de Géologie du Canada, qui lança une impulsion formidable aux études

canadiennes sur l’orogène des Appalaches. Une des principales découvertes rapportées

dans ce volume est la reconnaissance de la « Grande Dislocation » ou faille de

chevauchement, séparant les roches plissées et déformées des Appalaches de celles non-

2

déformées des Basses-Terres du Saint-Laurent. Logan considérait alors cette faille comme

l’extension vers le nord de failles semblables reconnues par les géologues américains dans

les états de New York et du Vermont, et qui pouvait être suivie à l’ouest du Lac Champlain.

Cette ligne de chevauchement est maintenant reconnue sous le nom de Ligne Logan et

marque la limite frontale de la chaîne de montagnes des Appalaches.

1.1 Problématique et travaux antérieurs Malgré le fait que les études géologiques de l’ancienne marge continentale laurentienne

remontent à près de 200 ans, l’interprétation à laquelle en étaient parvenus les géologues

n’est pas très différente de celle qui se dégage de l’ensemble de nos connaissances

actuelles. Toutefois, notre compréhension de cette région mérite continuellement d’être

mise à jour suivant les nouveaux concepts tectoniques et ceci afin d’appuyer l’économie

des ressources et les besoins locaux. En effet, nos notions théoriques ont depuis beaucoup

progressé et progresseront toujours car nous nous retrouvons maintenant avec plus de

problèmes à régler, du moins différents de ceux de Logan et ses acolytes. Mais on ne peut

prétendre bien comprendre un sujet si l’historique de son développement n’est pas

clairement appréhendé. Dans les années 1960 par exemple, avec l’arrivée de la théorie de la

tectonique des plaques et de la dérive des continents, les aspects conceptuels des ouvrages

de l’époque étaient alors dépassés, mais des pas de géant ont été faits dans la

compréhension de l’évolution des ceintures orogéniques. Aujourd’hui, le modèle qui admet

l’orogenèse comme le produit d’un cycle d’ouverture et de fermeture d’océan est appelé

« cycle de Wilson » en l’honneur de celui qui l’a proposé (Wilson 1966). Le premier

modèle de l’orogène des Appalaches établi sur la base de la tectonique des plaques et

3

intégrant l’ensemble des roches et des structures dans un cycle de Wilson est celui de

Dewey (1969). Ce modèle définit la position des marges de l’ancien Océan Iapétus et de

son domaine océanique et retrace l’évolution du miogéoclinal appalachien qui, d’une marge

de divergence, s’est développé sous forme de marge passive et a finalement été détruit par

une collision continentale avec la marge laurentienne. Depuis, l’étude des Appalaches a

donné lieu à une foule de modèles conceptuels fondés sur la tectonique des plaques. Ici au

Québec, nous avons eu le nôtre avec le travail synthétique de St-Julien et Hubert (1975) qui

présentent un modèle tectonique et stratigraphique de l’évolution des roches cambro-

ordoviciennes des Appalaches québécoises. Mais la dernière synthèse tectonique des

Appalaches canadiennes provient de Williams (1979), qui souligne l’histoire géologique de

la fin du Précambrien et du début du Paléozoïque des cinq principales divisions

tectonostratigraphiques des Appalaches canadiennes (figure 1.1). Aujourd’hui, la vague de

modèles tectoniques s’est apaisée et l’accent s’est plutôt déplacé vers l’étude des

principales divisions tectonostratigraphiques de l’orogène, l’établissement des relations

stratigraphiques et structurales ainsi que l’interprétation de l’évolution de l’orogène par les

processus d’accrétion (Williams 1995). De cette manière, les roches cambro-ordoviciennes

du Sud du Québec, autrefois nommées miogéoclinal appalachien, ont été regroupées par

Williams (1976) dans la zone tectonostratigraphique de Humber.

Ainsi, dans le Sud du Québec, la Ligne Logan sépare les roches peu déformées des Basses-

Terres du Saint-Laurent des roches plus tectonisées des Appalaches. À la limite entre ces

deux ensembles géologiques, soit le domaine autochtone de la plate-forme du Saint-Laurent

et le domaine des nappes allochtones de la zone de Humber externe des Appalaches, on

peut distinguer un mince couloir d’une quinzaine de kilomètres de largeur caractérisé par

4

Figure 1.1 – Les zones tectonostratigraphiques des Appalaches canadiennes avec les

transects du projet des Ponts Géologiques de l’Est du Canada.

une lithologie et une déformation propre. Pour cette entité, nous utilisons le terme

« domaine parautochtone » lorsque nous voulons parler de sa lithostratigraphie, de sa

chronostratigraphie et de ses relations stratigraphiques avec la marge laurentienne et le

bassin d’avant-pays; puis de « zone de failles imbriquées », lorsque nous voulons discuter

du style structural de cette région (figure 1.2). Proprement dit, le domaine parautochtone est

limité par deux failles de chevauchement majeures: la ligne Logan (et la nappe de la

Chaudière) au SE et la faille d’Aston au NO (Globensky 1987; St-Julien 1995). Ce secteur

a été cartographié dans un passé plus récent par Globensky (1987) et par St-Julien (1995),

malgré que l’essentiel de leurs travaux ait été réalisé à la fin des années 70 et au début des

années 80. Globensky (1987) reconnaît les formations de Lotbinière, de Sainte-Sabine

5

Figure 1.2 – Géologie générale des Appalaches du Sud du Québec.

et de la Pointe Aubin, tandis que St-Julien (1995) regroupe ces roches dans la Formation de

Lorraine et l’olistostrome de la Pointe Aubin. Jusqu’à ce jour, la lithostratigraphie du

parautochtone est interprétée comme étant une séquence à turbidites comprenant, dans sa

partie supérieure, de puissantes bandes d’olistostromes (olistostromes de la Pointe Aubin)

contenant des blocs des séquences allochtones. Ces lithologies diffèrent légèrement des

faciès autochtones, de par des caractéristiques lithostratigraphiques et

chronostratigraphiques, reflètant une position plus distale par rapport aux faciès rencontrés

dans le domaine autochtone. En effet, les roches à l’affleurement sont d’âge Caradocien

tardif, soit syn-tectoniques à l’orogénie taconienne et elles se situent, d’un point de vue

paléogéographique, plus au sud-est par rapport à la marge laurentienne et aux faciès

autochtones. Ainsi, l’étude de ces roches nous permet de jeter un coup d’œil sur ce qui se

passait au sud-est de la marge laurentienne et jusqu’à quel point ce bassin était

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tectoniquement actif à cette époque. Également, on reconnaît à l’intérieur de la zone de

failles imbriquées un certain nombre d’écailles arrachées de la plate-forme déplacées et

imbriquées à l’avant des nappes taconiennes. L’intérêt de ce travail de recherchedu

domaine parautochtone réside donc dans son histoire géologique complète, puisqu’il a

enregistré non seulement le style de déformation dominant dans la zone de Humber externe,

mais aussi l’histoire de la sédimentation et de la déformation de la plate-forme laurentienne

jusqu’à son écaillage. Toutefois, les roches du parautochtone affleurent très mal et sont

surtout situées en profondeur sous les nappes appalachiennes, de sorte que leur histoire

tectonique est encore largement méconnue.

St-Julien (1968) a été le premier à traiter de la présence de bandes de mélange, qu’il

nomme « argile-à-blocs », au sein de la séquence parautochtone dans la région de Québec.

La formation des « argiles-à-blocs » s’expliquait à l’époque par une avancée des nappes

allochtones en progression qui emboutissent et poussent à leur front des sédiments pour

ainsi provoquer une série d’éboulis sous-marins (St-Julien 1968). D’autre part, Beaulieu et

al. (1980) croient plutôt que ceux-ci sont des mélanges sédimentaires interstratifiés dans la

succession stratigraphique du flysch de la Formation de Les Fonds, et résultant d’une

certaine activité tectonique en bordure du bassin de dépôt. Depuis ce temps, plusieurs

autres unités de mélanges ont été répertoriées dans la même séquence, mais à différentes

localités des Appalaches Nord. La réévaluation récente de ces unités les relient tout aussi

bien à des processus sédimentaires que tectoniques. Dans la région de Québec, les roches

de la nappe du Promontoire de Québec, qui sont d’ailleurs chronostratigraphiquement

corrélatives avec l'unité inférieure de calcaires argileux du bassin d’avant-pays (figure 1.3),

représentées par la formation de Citadelle (St-Julien 1995; Kirkwood et al. 2000),

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renferment une unité d’olistostrome interprétée comme étant une coulée de débris (Gayot

2000). Dans la zone de Humber de la péninsule gaspésienne, le Mélange de Cap-Chat de

l’Ordovicien moyen à tardif est interprété comme le résultat de processus tectoniques, dans

lesquels des mouvements de failles en compression et en extension ont été invoqués

(Cousineau, 1998). Dans la zone externe de Terre-Neuve, les spectaculaires

mégaconglomérats de la Formation de Cape Cormorant de l’Ordovicien moyen (Groupe de

Table Head, représentant l’unité inférieure du bassin d’avant-pays constitué de calcaires

argileux) sont dérivés de la plate-forme calcaire, mais ont été déposés dans un

environnement tectoniquement actif (Stenzel et al. 1990). Dans la zone externe de l’état de

New York, Vollmer et Bosworth (1984) ont démontré que le mécanisme dominant de la

formation de mélange dans la séquence parautochtone semble avoir été la rupture

tectonique des lits lors des dépôts synorogéniques de flysch à l’Ordovicien moyen.

Toujours dans l’état de New-York, Bradley et Kidd (1991) considèrent que lors de la

collision taconienne d’avant-fosse à l’Ordovicien moyen, des failles normales auraient été

induites par flexure de la lithosphère sous le poids de l’avancée des nappes allochtones, et

servent maintenant de modèle pour le dépôt des conglomérats calcaires du Caradocien dans

la séquence inférieure carbonatée du bassin d’avant-pays (figure 1.3). Dans les Apennins en

Italie, Pini (1999) discerne et classifie les unités de mélanges sédimentaires et tectoniques

répertoriées en appliquant certains critères de terrain. Il différencie ainsi très clairement

deux types d’unités de mélanges: (1) les olistostromes, qui sont des corps sédimentaires mis

en place par des coulées de débris ou des avalanches, composés de blocs de tailles

variables, presque exclusivement dérivés du bassin d’avant-pays même; et puis (2) les

tectonosomes, qui sont en fait des unités du bassin d’avant-pays très fortement déformées et

tectonisées localisées dans des zones de failles ou le long de flancs de plis qui sont le

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résultat de boudinage, d’imbrication et de chevauchement. Mais peu importe ces

interprétations, tous s’accordent sur un point: les mélanges sont la preuve directe d’un

environnement actif lors du moment de leur dépôt. Ainsi, les mélanges, d'origine

sédimentaire ou tectonique, sont importants afin de clarifier les interactions entre la

sédimentologie et le tectonisme dans les bassins d’avant-pays et la chronologie des

événements de déformation à l’intérieur des orogènes.

Figure 1.3 – Cadre stratigraphique de la succession de l’Ordovicien de la Plate-forme du

Saint-Laurent (modifié de Lavoie 1994; échelle géologique de Tucker et McKerrow 1995).

Le patron linéaire vertical indique une période de non-déposition ainsi que d’érosion.

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Nous savons que les roches du domaine parautochtone ont subi les effets de la

structuration taconienne et sont donc le témoin de cet épisode orogénique, autant au

moment de leur dépôt dans le bassin d’avant-pays que lors de leur imbrication.

Conséquemment, une meilleure compréhension de la lithostratigraphie et de la

chronostratigraphie du domaine parautochtone améliorera notre conception de la tectonique

de la marge laurentienne à l’amorce de la collision taconienne. En outre, une connaissance

accrue de la géologie structurale de la zone de failles imbriquées améliorera notre

conception des roches du parautochtone et des nappes taconiennes lors de leur imbrication

et de leur mise en place sur la marge laurentienne. L’étude structurale pourra nous

renseigner également sur l’orientation des plis et des failles à l’intérieur de la zone de

failles imbriquées. À prime abord, connaître l’orientation des plis est primordial afin de

bien déterminer si les plis dans les mélanges sont des « slumps », donc attribués à des

phénomènes sédimentaires, ou bien carrément des plis tectoniques. D’autre part, St-Julien

et Hubert (1975) ont été les premiers à émettre que les éléments structuraux à l’intérieur

d’une même nappe sont uniformes, mais varient brusquement d’une nappe à l’autre. Par

exemple, dans la nappe de la Chaudière, les axes sont orientés à N245° et plongent à 20°,

tandis qu’à l’intérieur de la nappe du Promontoire de Québec, ils plongent à 50° mais

franchement vers le sud. Dans la nappe de Bacchus, ils sont orientés Nord-Sud et plongent

à 50°. Enfin, dans le domaine autochtone et parautochtone, les plis sont orientés à N055° et

plongent à 15°. Ces données indiquent que le système de plis dans chacune des nappes

appalachiennes s’est développé indépendamment des autres nappes, suggérant ainsi

qu’elles se sont mises en place à des temps différents et selons des directions différentes.

Mais la partie la plus distale de la marge laurentienne, soit ce qui allait devenir la zone

parautochtone comme on la connaît aujourd’hui, a subi tour à tour les déformations dues à

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l’emplacement de chacune de ces nappes, et il ne serait donc pas surprenant de retrouver

des signes structuraux à l’intérieur de la zone de failles imbriquées qui témoigneraient

d’une variation possible dans la direction de raccourcissement régional des Appalaches.

Malheureusement, peu d'études structurales détaillées maintenant publiées ont été réalisées

dans la zone de failles imbriquées de la région de Québec. Bien que St-Julien (1995) a

cartographié toute la zone parautochtone de la région de Québec à l’échelle du 1 : 20 000,

le but de son travail n’était pas d’en faire une étude structurale détaillée, mais bien d’en

retirer une image globale. En effet, le terrain qui fait l’objet de cette étude est d’une

dimension plutôt modeste (environ 15 km par 1 km) par rapport à ce projet de géologie

régionale entrepris à l’époque.

La région qui a fait l’objet de cette étude se situe géographiquement le long du transect #2

du programme de recherche Projet des Ponts Géologiques de l’Est du Canada (en parallèle

avec le projet CARTNAT de l’avant-pays appalachien et de la plate-forme du Saint-Laurent

au Québec, Nouveau-Brunswick et Terre-Neuve). Ce vaste programme de recherche couvre

les Basses-Terres du Saint-Laurent et les Appalaches du Québec et est mené par la

Commission géologique du Canada en collaboration notamment avec l'Institut National de

la Recherche Scientifique, l'Université Laval, l’UQAC ainsi que les gouvernements

provinciaux du Québec, du Nouveau-Brunswick et de Terre-Neuve. Ce projet comprend

une série de nouveaux levés de cartographie géologique ainsi que des levés thématiques le

long de cinq transects tectonostratigraphiques (figure 1.1), perpendiculaires aux principaux

domaines de la marge continentale, qui permettront de répondre à des problèmes

scientifiques déterminés. Notre étude proprement dite s’intéresse particulièrement à la

remise à neuf de la nomenclature des roches du parautochtone de la région de Québec ainsi

11

qu’à leur corrélation respective avec celles de la plate-forme. Un volet spécial a été ouvert

pour les mélanges contenus à l’intérieur de la séquence pour ainsi mieux définir le caractère

tectonostratigraphique de la zone de failles imbriquées. Et bien sûr, une analyse structurale

a été réalisée sur toute la coupe de la zone parautochtone. Ce projet de recherche est le seul

du programme CARTNAT qui visait une mise à jour de la stratigraphie du domaine

parautochtone et une étude détaillée de la zone de failles imbriquées dans la région de

Québec.

1.2 Objectifs Dans le cadre de l'étude régionale du CARTNAT, une étude ponctuelle a été entreprise

entre les villages de Saint-Antoine-de-Tilly et de Saint-Nicolas et fait ainsi l’objet de ce

projet de recherche. Ce site a été sélectionné car il offre une exposition continue de roches

du domaine parautochtone et la présence de mélanges à l’intérieur de la séquence

parautochtone améliorent considérablement la compréhension de la zone de failles

imbriquées. Pour cette étude, les objectifs qui ont été retenus sont:

1) Réviser la nomenclature de la stratigraphie du parautochtone;

2) Déterminer la lithostratigraphie de la séquence parautochtone de la région de

Québec;

3) Caractériser aussi bien de manière lithologique que structurale les unités à mélanges

de Pointe Aubin;

4) Incorporer les nouvelles données de maturation thermique et palynologiques;

12

5) Effectuer une analyse statistique de l’orientation des éléments structuraux par

domaines;

6) Caractériser le style structural de la zone de failles imbriquées; et

7) Présenter un modèle de l’évolution tectonosédimentaire du parautochtone de la

région de Québec.

1.3 Méthodologie Voici l’approche préconisée pour réaliser chacun des objectifs:

1) La littérature sur la lithostratigraphie des Basses-Terres du Saint-Laurent et du

domaine parautochtone de la région de Québec a été revue;

2) La compilation des données lithologiques, stratigraphiques, chronostratigraphiques

(tels les fossiles) et structurales a été ajoutée à des nouveaux levés lithologiques et

structuraux systématiquement positionnés sur une grille de 50 m, notamment avec

l'aide de photos aériennes et d'un récepteur GPS (Global Positioning System), afin

de produire une carte géologique d'une échelle de 1:5000. Ensuite, avec toutes ces

données entre les mains, la corrélation lithologique et chronostratigraphique a été

établie entre le flysch de la Pointe Aubin et les autres unités du parautochtone et de

l’autochtone pour enfin en arriver à une coupe stratigraphique schématique.

3) Une étude détaillée de la lithologie, du type et de la taille des fragments, de la

matrice des mélanges, des textures et des fabriques tectoniques des niveaux de

13 mélanges a dû être effectuée. Chacun des blocs du mélange a été pris séparément,

puis positionné le mieux possible sur la carte géologique au 1 :5000. Il est à noter

que cette étape a été grandement inspirée par le travail de St-Julien (1968) sur le

même mélange, qu'il nomme « argile-à-blocs ».

4) Nous avons acquis de nouvelles données palynologiques à l’intérieur du mélange de

la Pointe Aubin par l'entremise d'Esther Asselin, de la Commission géologique du

Canada à Québec, afin de clarifier l’âge et l’origine des blocs du mélange. Le travail

de Walters (1979) a été utilisé pour les graptolites.

5) Conjointement, les mêmes échantillons ont été soumis à une étude de maturation

thermique par Rudolf Bertrand, de l'Institut national de recherche scientifique,

centre Eau-Terre-Environnement. Ainsi, ces outils permettent de mieux raffiner les

interprétations sur le mélange et sa signification à l'intérieur de la zone de failles

imbriquées.

6) Nous avons noté l'attitude de la stratification et de tous les éléments structuraux

observés sur l'affleurement. Une analyse statistique de l’orientation des éléments

structuraux par domaines a été réalisée avec des projections stéréographiques. Les

principaux éléments structuraux retenus, outre la stratification, ont été: la direction

et la plongée des charnières de plis; l'attitude du plan axial des plis; le clivage; et

enfin les plans de failles mésoscopiques et les stries associées. Les données ont par

ailleurs été reportées sur une carte à l'échelle 1 : 5000 pour fin d'interprétation. Des

coupes structurales ont également été produites tout le long de l'affleurement dans

14 l'optique de mettre en relation les unités lithostratigraphiques de part et d'autres des

failles et de tenter une projection en profondeur.

1.4 Cadre géologique

1.4.1 Zones tectonostratigraphiques des Appalaches La division zonale des roches du Cambro-Ordovicien et d’unités plus anciennes, introduite

il y a plus de 25 ans par Williams (1976), regroupe les terrains possédant des

caractéristiques stratigraphiques et tectoniques semblables (figure 1.1): Humber, Dunnage,

Gander, Avalon et Meguma. Seulement les zones d'Humber et de Dunnage sont présentes

au Québec et cette dernière est de plus largement masquée par une séquence sédimentaire

siluro-dévoniennes. Ces bassins successeurs siluro-dévoniens ont été déformés lors de

l'orogénie acadienne au Dévonien moyen (Malo et al. 1995). L’expression en surface de la

zone d'Humber et de Dunnage est un corridor de déformation intense, nommé Ligne Baie

Verte-Brompton, notamment soulignée par la présence de lambeaux d’ophiolites (Williams

et St-Julien 1982). La plupart des roches de la zone de Dunnage se sont formées dans le

domaine océanique de l’océan Iapétus, par opposition aux roches de la zone de Humber qui

ont sédimenté sur la marge du continent Laurentia.

La zone de Humber se divise en deux parties caractérisées par un style structural et un

degré de métamorphisme contrastés (figure 1.1): (1) au Nord-Ouest, une division externe

qui présente une déformation modérée, un métamorphisme régional de faible intensité, et

où les successions stratigraphiques sont conservées et peuvent être facilement

reconstituées; et, (2) au Sud-Est, une zone interne marquée par une déformation intense, un

15

métamorphisme régional d’intensité moyenne à forte, et pour laquelle les relations

stratigraphiques et structurales sont généralement difficiles à établir. Les roches de la zone

de Humber externe ont principalement été affectées par les déformations taconiennes,

tandis que celles de la zone de Humber interne ont connu une superposition des orogenèses

taconiennes puis acadiennes, soulignées notamment par des rétrochevauchements et des

failles normales (Castonguay et al. 1997).

1.4.2 La géologie de la région de Québec En plus du socle grenvillien, les environs de la ville de Québec sont notamment la

rencontre des trois principaux ensembles stratigraphiques et structuraux de la zone de

Humber externe (figure 1.4). Le Grenville affleure à environ une dizaine de kilomètres au

Nord de la ville de Québec pour s'étendre de façon continue en direction du nord jusqu’à la

péninsule du Labrador. Le socle précambrien est recouvert par des roches ordoviciennes

carbonatées et clastiques non-déformées de la Plate-forme du Saint-Laurent, qui forment

une bande étroite orientée nord-est s'étendant jusqu'à l'extrémité est de l'Île d'Orléans. Plus

au Sud-Est se trouvent les différentes nappes allochtones des Appalaches, constituées de

roches du Cambrien à l'Ordovicien moyen, qui se sont mises en place lors de l'orogénie

taconienne. Les sédiments déposés au-dessus de l’ancienne marge laurentienne ont été

déformés et en partie transportés lors de la mise en place des nappes allochtones. Le

domaine parautochtone, ou la zone de failles imbriquées, comprend les sédiments

légèrement plissés et faillés. Il est restreint en surface à une bande mince jouxtant le front

appalachien et constitué principalement des roches déformées de la séquence flyschique de

la Plate-forme du Saint-Laurent.

16

Figure 1.4 - a) Géologie du front appalachien dans la région de Québec, modifié de

Globensky (1987) et adapté de Castonguay et al. (2002). b) Coupe géologique le long de la

ligne sismique 2001, adapté de St-Julien et al. (1983) et Castonguay et al. (2001). La

localisation de la ligne sismique 2001 se retrouve sur les figures. 1.2 et 1.4a. Abbréviations:

NB, Nappe de Bacchus; NC, Nappe de la Chaudière; NL, Nappe de Lévis; NPQ, Nappe du

Promontoire de Québec; PA, Pointe Aubin; SCF, Synclinal de Chambly-Fortierville

Syncline.

17

1.4.2.1 La province de Grenville Les Laurentides, montagnes que l'on aperçoit au Nord de la ville de Québec, font partie de

la province géologique du Grenville et sont une ceinture de roches métamorphiques

contenant de grands massifs de roches intrusives qui constituent les reliques d’une ancienne

chaîne de montagne. Les roches du socle grenvillien sont d’âge Protérozoïque, et par le fait

même les plus vieilles du Sud du Québec. Les roches du Grenville sont généralement

séparées des roches de la Plate-forme du Saint-Laurent par un système régional de failles

normales en échelon, orientées nord-est, le long desquelles les formations ordoviciennes

sont abaissées par rapport au socle précambrien (figure 1.4). Le mouvement dans ces failles

normales varie beaucoup d’un endroit à l’autre, se traduisant généralement en centaines de

mètres et pouvant atteindre plus de 1000 mètres. Plusieurs raisons suggèrent que les failles

normales ont été actives durant la sédimentation de la Plate-forme du Saint-Laurent

(Séjourné et al. 2003). Les roches du Grenville consistent essentiellement en des gneiss

accompagnés de bandes de calcaire cristallin, de quartzite, de quelques amas de

métagabbros, d'un massif d'anorthosite, et de quelques petits affleurements de pegmatite

(St-Julien 1995).

1.4.2.2 Le domaine autochthone Cette séquence autochtone, aussi appelée la plate-forme du Saint-Laurent, repose en

discordance sur le socle précambrien du Grenville. Il s’agit principalement de calcaires et

de dolomies et, dans une moindre mesure, de roches silicoclastiques. L’âge de ces roches

s’échelonne du Cambrien précoce à l’Ordovicien tardif. La plate-forme du Saint-Laurent

montre l’évolution d’une marge continentale passive en un bassin d’avant-pays, puis des

stades précoces de l’orogenèse taconique.

18

La séquence de la plate-forme du Saint-Laurent est caractérisée par un important « trou »

stratigraphique. Cette discordance correspond au sommet du Beekmantown jusqu’à la base

du Chazy (figure 1.3), et est interprétée comme le résultat du passage à l'Ordovicien moyen

du bombement périphérique lors de l'avancée des nappes appalachiennes vers le nord-ouest

sur l'ancienne marge continentale (Lavoie 1994). Dans la région de la ville de Québec, la

séquence de la plate-forme du Saint-Laurent n'est seulement représentée que par les

groupes de Trenton, d'Utica, de Sainte Rosalie, de Lorraine puis de Queenston.

Les lits inférieurs du Groupe de Trenton reposent en plusieurs endroits directement sur le

socle précambrien. Dans la majorité des affleurements, la base est constituée par quelques

mètres de grès. Le Groupe de Trenton est constitué surtout d'un calcaire noir ou gris

bleuâtre foncé, riche en fossiles, avec de minces lits de shale séparant le calcaire en bancs

dont l'épaisseur varie de 3 à 30 cm (Globensky et al. 1993). Le ratio shale/calcaire

augmente relativement vers le sommet pour ainsi faire graduellement suite au Shale

d'Utica. L'épaisseur totale du Groupe de Trenton dans la région de la ville de Québec est

estimée à 150 m (St-Julien 1995).

Le Shale d'Utica constitue l'exemple classique d'une unité lithologique diachrone. Dans la

région du lac Champlain, au Sud-Ouest du Québec, il repose à peu près sans discordance

sur les unités inférieures du Groupe de Trenton et, vers le nord-ouest, dans la région de

Montréal, il devient progressivement de plus en plus jeune et séparé des unités supérieures

du Trenton par une discordance (Globensky et al. 1993). Dans la région de la ville de

Québec, l'Utica repose sans discordance sur le Trenton. Le Shale d'Utica est calcareux, de

19

couleur brun foncé et associé à un calcaire argileux ayant une odeur de pétrole. On trouve

aussi de minces interlits de calcilutite grise à jaune grisâtre dispersés dans la séquence.

L'épaisseur du Shale d'Utica est de 30 m et demeure assez constante.

Clark et Globensky (1976), en accord avec la redéfinition du Shale d'Utica à la localité-type

dans l'État de New-York, proposèrent que le terme de Lotbinière soit dorénavant restreint

aux roches flyschiques reliées à la sédimentation appalachienne, et que le nom d'Utica

s'applique seulement au shale typique de la sédimentation de plate-forme des Basses-Terres

du Saint-Laurent. Ainsi, dans la région de la ville de Québec, le Shale d'Utica est surmonté

par la Formation de Lotbinière (Groupe de Sainte-Rosalie). La partie inférieure se compose

de shale micacé sablonneux contenant de fines lamines de siltstone et des lits de dolomie

sablonneuse. La partie supérieure montre des passages plus gréseux et de minces lits de

grès s'épaississant graduellement vers le sommet (Globensky et al. 1993). Bref, le

Lotbinière se caractérise par la régularité de son litage et de sa lamination, son absence de

bioturbation et sa pauvreté faunique. L'épaisseur varie en général entre 90 et 250 m,

quoique Beaulieu et al. (1980) évalue à 510 m le Lotbinière à Saint-Antoine-de-Tilly.

À l'affleurement, le Groupe de Lorraine n'est présent qu'en contact de faille avec les unités

sous-jacentes. Représenté par les formations de Nicolet puis de Pontgravé, le Groupe de

Lorraine est caractérisé à sa base par une riche faune à coquilles, notamment de

pélécypodes. L'ensemble se compose de shale arénacé à calcareux, gris foncé, avec des

interlits de calcaires et de grès, avec toutefois une plus grande abondance de lits de calcaire

vers le sommet. L'épaisseur du Lorraine est plus considérable que les unités sous-jacentes,

et dans l'axe du synclinal Chambly-Fortierville (figure 1.4), l'épaisseur est tout près de 4000

20

m (Globensky et al. 1993). Cette structure majeure a une direction de N050° et plonge très

faiblement vers le sud-ouest (Beaulieu 1976).

Finalement, le Groupe de Lorraine est chapeauté par la séquence de molasse du Groupe de

Queenston, qui comprend la Formation de Bécancour et le Membre de Carmel, à la base

(Globensky et al. 1993). Ce dernier est constitué uniquement de shale gris, et passe

graduellement aux shales silteux et grès rouges de la Formation de Bécancour. Le

Queenston se retrouve de part et d'autre de l'axe Chambly-Fortierville (figure 1.4). Son

épaisseur varie de 392 à 700 m (Globensky et al. 1993).

1.4.2.3 Le domaine parautochtone Ce domaine, définie sur la base de sa stratigraphie interne et dont l’équivalent structural est

la zone de failles imbriquées, se situe entre le domaine autochtone, au Nord-Ouest, et le

domaine allochtone, au Sud-Est. Le contact de la zone de failles imbriquées avec le

domaine autochtone de la plate-forme du Saint-Laurent est souligné par la faille d’Aston

(figure 1.4). Structuralement, le parautochtone consiste en une série de chevauchements, à

pendage vers le sud-est, qui répètent par imbrication la partie distale des faciès de plate-

forme du Saint-Laurent (St-Julien 1995). Les lithologies retrouvées à l’affleurement dans le

parautochtone sont essentiellement des turbidites, communément appelées flyschs du

Groupe de Sainte-Rosalie. Les données de forages révèlent toutefois que tous les groupes

stratigraphiques de la plate-forme sont retrouvés dans des écailles (Ministère des

Ressources Naturelles, 1974).

21

Stratigraphiquement, dans la région de Québec, le domaine parautochtone est constitué, à

l'affleurement, que la Formation de Les Fonds (Groupe de Sainte-Rosalie), une succession

de grauwacke, de siltstone, de shale et de mélange (ou olistostrome selon St-Julien 1995)

longtemps considérée comme faisant partie de la Formation de Lorraine. Cependant,

Globensky et Riva (1982) datèrent cette unité comme étant plus ancienne que le Lorraine et

la corrélèrent avec la partie inférieure et médiane du Shale d'Utica. Ces investigations

confirmèrent les travaux de Clark et Globensky (1976) qui nommèrent pour la toute

première fois la séquence, Formation de Les Fonds. Finalement, Globensky (1987) rattacha

cette formation au Groupe de Sainte-Rosalie. À cause de nombreux plissements et failles, il

est hasardeux d'évaluer l'épaisseur de cette formation.

La zone de failles imbriquées est limitée au Sud-Est par la Ligne Logan et les nappes

allochtones. Outre les failles, une succession complexe de plis déversés vers le nord-ouest

reprennent la séquence. Ces plis ont un axe d'environ N050° et plongent faiblement tantôt

au nord-ouest, tantôt au sud-est.

1.4.2.4 Le domaine allochtone

Les orogenèses taconienne (Ordovicien moyen à tardif) et acadienne (Dévonien moyen) ont

dominé l’histoire tectonique des Appalaches dans le sud du Québec (St-Julien et Hubert

1975). Les roches de la zone de Humber externe ont principalement été affectées par les

déformations taconiennes, alors que la zone de Humber interne a connu une superposition

des orogenèses taconienne et acadienne. La déformation des roches de la zone de Dunnage

et des bassins siluro-dévoniens des Appalaches du Nord est reliée à l’orogénie acadienne.

22

Les roches qui affleurent au sein de la zone de Humber constituent un prisme de roches

sédimentaires et volcaniques déposé sur la marge du continent Laurentia de la fin du

Cambrien jusqu’à l’Ordovicien précoce. Par leur nature, tout comme pour les unités de la

plate-forme du Saint-Laurent, ces roches témoignent des principales étapes de l’évolution

de la marge laurentienne: la création d’un rift dans le supercontinent Laurentia et l’invasion

marine; puis principalement le développement en bordure du continent Laurentia d’une

marge, d’un talus et d’un glacis. Les strates des nappes allochtones étaient en continuité

latérale avec celles de la plate-forme du Saint-Laurent. Contrairement à ces dernières, elles

se sont plutôt sédimentées sur le talus continental et le glacis de la marge laurentienne.

La limite Nord-Ouest de la zone de Humber avec la zone de failles imbriquées est marquée

par une faille de chevauchement majeure communément appelée Ligne Logan, mais

originellement nommée: la « St. Lawrence and Champlain Fault ». C’est Clark (1951) qui

rendu formel l’usage de « Ligne Logan » en la définissant et en traçant son extension

jusqu’à la ville de Québec. Le terme « faille Logan » est également couramment utilisé,

mais n’est toutefois pas recommandé parce qu’en réalité le front des nappes taconiennes est

composé de plusieurs failles. Dans certains secteurs, il est d’ailleurs possible que le front ait

été repris par une faille plus récente, c’est-à-dire un chevauchement plus tardif. Ceci

expliquerait donc la nature rectiligne de la Ligne Logan dans certaines régions. Bref, la

Ligne Logan est donc composée d’un réseau de failles formant le front des différentes

nappes taconiennes.

23

Le domaine externe de la zone de Humber est composé de 4 nappes. Ces nappes sont

constituées d’unités tectonostratigraphiques ayant des caractères sédimentaires et

stratigraphiques distincts. Le mode de mise en place des unités correspond à l’empilement

en séquence, les nappes contenant les unités les plus vieilles se retrouvant au sommet de

l’empilement et celles comprenant les unités les plus jeunes à la base (Stanley et Ratcliffe

1985). L’attitude des éléments structuraux est constante au sein de chaque nappe, mais

varie d’une nappe à l’autre. Chacune de ces unités tectoniques est séparée des autres par des

plans de chevauchement majeurs. On utilise aussi le terme « allochtone » pour ces unités,

impliquant que celles-ci ont été déplacées de plus de 10 kilomètres par rapport à leur milieu

de dépôt originel.

Dans la région de la ville de Québec, l'allochtone appalachien est divisé en quatre nappes:

la nappe du Promontoire de Québec (NPQ), la nappe de Lévis (NL), la nappe de Bacchus

(NB), puis enfin la nappe de la Chaudière (NC) (figure 1.5).

24

Figure 1.5 – Les quatre principales nappes appalachiennes de la région de Québec.

(1) La nappe du Promontoire de Québec est l'unité structurale la plus basse des allochtones

appalachiens et contient les faciès les plus proximaux de toutes les nappes allochtones. Elle

comprend les formations de la Ville de Québec et de la Citadelle (St-Julien 1995). La

Formation de la Ville de Québec est composée de calcaires argileux interlités de shale noir.

La Formation de la Citadelle est une unité chaotique composée d'un mélange de shale noir

et de blocs de calcaires. La Formation de la Citadelle est interprétée par St-Julien (1995)

comme un olistostrome, probablement dérivé par des coulées de débris de la plate-forme

carbonatée ordovicienne. La nappe du Promontoire de Québec est limitée au nord-ouest par

la Ligne Logan, au sud et à l'est par les nappes de la Chaudière, de Lévis et de Bacchus

(figure 1.5). Les plis plongent vers le sud avec un angle de plongée de 45°.

25

(2) Tout comme pour la nappe du Promontoire de Québec, les roches de la nappe de Lévis

n'affleurent que sur une superficie très limitée, mais ont tout de même été le sujet de

nombreuses études dues à la présence de spectaculaires affleurements de conglomérats

calcaires riches en fossiles. Depuis toujours, maintes controverses sur la stratigraphie de la

nappe ont fait surface, dû aux nombreuses répétions de la séquence par des failles et des

plis. Malgré que certains regroupent toute la séquence à l'intérieur de la Formation de

Lévis, St-Julien (1995) corrèle la base de la nappe avec les formations de l'Anse Maranda et

de Lauzon, présentent au sein de la nappe de Bacchus un peu plus à l'est (figure 1.5). La

séquence est dominée à la base par des shales gris vert et des lits compétents de calcaires et

de grès. Au sommet, la section comprend davantage de conglomérats calcaires. Les débris

calcaires trouvés dans les conglomérats contiennent des faunes datant du Cambrien précoce

à l'Ordovicien précoce, et témoignent qu'une plate-forme étendue était présente dans la

région et a produit des coulées de débris similaires au Groupe de Cow Head à Terre-Neuve

(Lebel et Kirkwood 1998; Hiscott et James 1985). La nappe de Lévis est parfois divisée en

deux écailles distinctes (St-Julien 1995), soit l'écaille de la Pointe de Lévy (sur la rive sud)

et l'écaille de Sainte-Pétronille (sur l'extrémité ouest de l'Île d'Orléans). La nappe de Lévis

est coincée entre la nappe du Promontoire de Québec, en-dessous, et les nappes de Bacchus

et de la Chaudière, au-dessus. Ainsi, la nappe est limitée au Nord-Ouest par la faille de la

Pointe du Bout de l'Île, à l'Est par la faille de Ells, puis au Sud par la faille de Beaumont.

Les plis diffèrent de façon significative à l'intérieur des deux écailles. Dans l'écaille de la

Pointe de Lévy, les plis sont serrés, déversés vers l'ouest et plongent vers le sud avec une

plongée moyenne de 25°. Tandis que dans l'écaille de Sainte-Pétronille, les plis sont

relativement plus serrés, déjetés vers le nord-ouest et plongent à 10° vers le nord-est.

26

(3) La nappe de Bacchus est localisée principalement à l'Est de l'écaille de Sainte-

Pétronille, sur l'Île d'Orléans, et à l'Est de l'écaille de Lévy sur la rive sud du fleuve Saint-

Laurent (figure 1.5). La nappe est dominée par une série de plis et de failles de

chevauchement d'orientation nord-sud dont la trajectoire dévie vers le nord-ouest de l'Île

d'Orléans pour devenir parallèle à la ligne Logan, soit d'orientation nord-est-sud-ouest. Ces

failles répètent trois formations: l’Anse Maranda, le Lauzon, et la Pointe de la Martinière

(St-Julien 1995; Lebel et Hubert 1995). La Formation de l'Anse Maranda est surtout

composée de mudstones rouge et vert et de grès glauconieux. La Formation de Lauzon

montre à la base des conglomérats calcaires, puis, vers le sommet, la séquence consiste en

un assemblage de grès arkosique et de calcaires interlités de shale gris. La composition de

la Formation de la Pointe de la Martinière comprend une séquence cyclique de mudstones

rouge, vert, pourpre et gris interlités avec des calcaires et des lits de siltstone. Au Nord-

Ouest, la nappe de Bacchus est limitée par la ligne Logan, puis à l'ouest par la faille de Ells

(St-Julien 1995). Au sud, elle est limitée par la faille de Beaumont dans laquelle on

retrouve l'olistostrome d'Etchemin .

(4) Limitée au Sud-Est par la faille du Foulon, la nappe de la Chaudière couvre tout le

secteur Sud-Est de la région de Québec et est directement en contact avec la zone de failles

imbriquées sur l'entran méridional du fleuve Saint-Laurent (figure 1.5). La nappe de la

Chaudière est exclusivement constituée par le Groupe de Sillery, lequel comprend trois

formations qui sont de la base au sommet: Sainte-Foy, Saint-Nicolas, puis Breakyville (St-

Julien 1995). Le Groupe de Sillery est essentiellement composé de shales et de mudstones

vert, rouge et gris avec localement des interlits de siltstone et grès allant de quelques

27

centimètres à une dizaine de mètres. Les plis sont serrés et même renversés vers le nord-

ouest dans la partie nord-ouest de la nappe et relativement ouverts dans la partie sud-est.

Les surfaces axiales sont orientées N050° et les charnières plongent à environ 10° vers le

sud-ouest.

1.4.3 Évolution tectono-stratigraphique de la marge laurentienne Au Précambrien tardif, le continent Laurentia est affecté par une tectonique en distension,

marquant ainsi la phase de « rifting » précédant l’ouverture de l’océan Iapétus.

L’assemblage stratigraphique qui se développe sur la marge laurentienne reflète un cycle de

transgression-régression majeur (Globensky 1987) jusqu’à la fermeture de l’océan, de

l’Ordovicien tardif au Silurien précoce. La même séquence de sédimentation est corrélative

depuis l’Ontario jusqu’à Terre-Neuve, mais l’irrégularité de la marge et la tectonique en

horsts et grabens qui se perpétue à travers toute la colonne stratigraphique depuis le

Cambrien font que les puissances des séries varient latéralement et que les événements sont

enregistrés de façon diachronique entre les différentes plates-formes et même à l’échelle

d’une seule plate-forme (Lavoie 1994).

1.4.3.1 Séquence de marge passive À la base de la séquence, le grès du Cambrien supérieur (Groupe de Potsdam) repose en

discordance d’érosion sur le socle grenvillien (figures 1.3 et 1.4b). Les dépôts fluviatiles,

caractéristiques d’un environnement côtier, reflètent les premières phases de la

28

transgression marine cambro-ordovicienne sur la marge subsidente de Laurentia. À

quelques dizaines de kilomètres au sud de la ville de Québec, des coulées basaltiques de la

Formation de Saint-Flavien témoignent d’épanchements volcaniques formés dans un

environnement de rift, en milieu continental ou marin peu profond, précédant l’ouverture de

l’océan Iapétus.

Les carbonates et les dolomies du Groupe de Beekmantown marquent l’établissement et

l’étalement progressif de la plate-forme marine, déposés soit en concordance avec le grès

cambrien du Potsdam, soit en discordance sur le socle grenvillien (figure 1.3). Ces roches,

et leur équivalents détritiques distaux des nappes allochtones des Appalaches, indiquent

qu’un océan a remplacé le rift du Cambrien précoce et qu’une marge continentale passive,

semblable à la marge atlantique actuelle, s’est constituée en bordure du continent Laurentia

(Brisebois et Brun 1994). Les sédiments détritiques de cet assemblage provenaient

probablement en grande partie de l’érosion du Grenville, au Nord-Ouest de la plate-forme.

1.4.4.2 Bassin d’avant-pays À l’Ordovicien moyen, l’orogénie taconienne est provoquée par la collision entre la marge

passive laurentienne et un complexe de subduction formé d’une série d’arcs volcaniques

(St-Julien et Hubert 1976; Williams 1979; Stanley et Ratcliffe 1985). Le premier signe

d’activité tectonique le long de la marge est une période de soulèvement et d’érosion de la

plate-forme marquée par une discordance dans la succession carbonatée et attribuée au

passage d’un bombement périphérique en avant des nappes taconiennes (Jacobi 1981;

Quinlan et Beaumon 1984; Bradley et Kidd 1992; Knight et al. 1991; Lavoie 1994).

29

Un bassin d’avant-pays s’est développé à la marge en réponse au poids des nappes

taconiennes en migration vers le nord-ouest (figure 1.3). En suivant la classification de

Sinclair (1997), nous pouvons subdiviser le bassin d’avant-pays des Appalaches

québécoises taconiennes en trois domaines de dépôt, traduisant ainsi trois unités

stratigraphiques, et communément superposées lors de la migration du prisme orogénique .

Les trois unités reflètent: (I) une sédimentation carbonatée sur la marge continentale du

bassin (unité inférieure) (II) une sédimentation hémipélagique d’eau profonde dérivée de la

marge continentale (unité médiane); et (III) une sédimentation silicoclastique de turbidites

provenant de la marge orogénique du bassin (unité supérieure).

1.5 Localisation de la région à l'étude Géographiquement, le secteur à l'étude se situe sur la rive sud du fleuve Saint-Laurent entre

les villages de Saint-Antoine-de-Tilly et de Saint-Nicolas (figure 1.4). Pour s'y rendre, à

partir de la Ville de Québec, il suffit d'emprunter le pont Pierre-Laporte en direction sud

(autoroute 73), puis ensuite de bifurquer sur l'autoroute 20 en direction de Montréal (sortie

312), vers l'ouest (figure 1.6). Puis, environ 7 km plus loin, prendre la sortie 305 pour

ensuite aller en direction nord sur la route 172, aussi appelée Lagueux. À l'intersection avec

la route 132, ou Marie-Victorin, tourner vers la gauche en direction de l'ouest. Différentes

petites routes mènent à l'estran du fleuve Saint-Laurent, où les roches du domaine

perautochtone sont exposées à marée basse à la Pointe Aubin, soit à peine 10 km de

30

l'intersection des routes 172 et 132. De là, on accède directement aux « argiles-à-blocs » de

St-Julien (1968) ainsi qu’aux affleurements les plus intéressants de cette présente étude.

Figure 1.6 – Localisation de la région à l’étude.

1.6 Géologie du domaine parautochthone de la région de Québec

1.6.1 Nomenclature et stratigraphie

Le secteur à l'étude (figures 1.4 et 1.6) a été cartographié par Clark et Globensky (1973) qui

attribuent principalement le Groupe d'Utica et la Formation de Lotbinière à la séquence

flyschique. Beaulieu et al. (1980) font une révision de ces roches et assignent plutôt ces

31

roches à la Formation de Nicolet, plus particulièrement au Membre de Sainte-Perpétue.

Dans un passé plus récent, Globensky (1987), dans sa compilation géologique des Basses-

Terres du Saint-Laurent, reconnaît les formations de Lotbinière, de Sainte-Sabine et de Les

Fonds, faisant toutes partie du Groupe de Sainte-Rosalie. Malgré tout, St-Julien (1995)

assigne la totalité de ces roches à la Formation de Lorraine.

Pour la section de la Pointe Aubin (figures 1.4, 1.6 et 1.7), Globensky (1987) assigne le

shale chaotique avec blocs au Wilsflysch de Drummondville et de Pointe Aubin. Plus tard,

Globensky et al. (1993) se revisent et assignent plutôt ces roches aux formations d'Aubin et

de Les Fonds. St-Julien (1995), quant à lui, regroupent ces roches à l'intérieur de

l’olistostrome de la Pointe Aubin. La Formation d'Aubin de Globensky et al. (1993) est

décrite comme étant une unité composée de lits denses, verts et cherteux constitués de

différents types de calcaires dolomitiques biens lités, de mudstone calcareux noir, d'«

argiles-à-blocs » et de mudstone rouge dont aucun fossile n'a été observé. Cette formation

est en contact de faille avec le Groupe de Lorraine au Nord-Ouest et une formation de

wildflysch au sud-est. Quant à la Formation de Les Fonds de Globensky et al. (1993), celle-

ci comprend une épaisse bande de wildflysch dans une matrice de shale et de siltstone dont

les graptolites identifiés dans la matrice appartiennent aux zones à Corinoides americanus

et à Orthograptus ruedemanni. Clark et Globensky (1973) assignent également cet

ensemble de roches à la Formation d'Aubin et indiquent cette fois-ci un âge Normanskill

(i.e. zone à graptolite à Nemagraptus gracilis) pour les différentes unités litées ainsi que les

« argiles-à-blocs », puis un âge Canajoharie (i.e. zones à C. americanus et O. ruedemanni)

pour la matrice. On constate déjà une confusion sur l'assignation stratigraphique et lâge des

32

roches de la Formation d'Aubin, tel que mentionné dans la section sur la problématique de

ce mémoire.

Figure 1.7 – Carte géologique de la Pointe Aubin et des « argiles-à-blocs » de St-Julien

(1968).

De leur côté, Walters (1979) et Walters et al. (1982) incluent dans l'unité de wildflysch, les

« argiles-à-blocs » de St-Julien (1968) et la Formation d'Aubin. Ils utilisent aussi la

Formation de Les Fonds pour la séquence flyschique contenant des graptolites appartenant

à la zone à Climacograptus spiniferus. Selon Riva (1972), les graptolites retrouvés dans la

matrice des « argiles-à-blocs » indiquent que cette séquence appartient à la zone O.

33

ruedemanni. Elle est ainsi plus âgée que le flysch qui la referme. St-Julien et Hubert (1975)

relient l’âge des séquences des « argiles-à-blocs » à celui de la mise en place des nappes

dans le domaine externe. Le soulèvement, l’érosion et le glissement des nappes

débuteraient à la zone à N. gracilis pour se terminer à la zone à O. ruedemanni. Les

graptolites retrouvés dans le flysch renfermant des « argiles-à-blocs » indiqueraient que le

temps de mise en place des nappes externes s’est prolongé jusqu’à la zone à C. spiniferus.

Dans sa compilation sur la géologie des Basses-Terres du Saint-Laurent, Globensky (1987)

utilise les Wildflysch de Pointe-Aubin et la Formation de Les Fonds sans qu’aucune

mention ne soit faite pour la Formation d'Aubin. Globensky et al. (1982) n'ont

malheureusement pas abordé de façon explicite les modifications apportées sur la

stratigraphie de cette région, ce qui amène une incertitude quant à l'emploi ou non de la

Formation d'Aubin.

1.6.2 Les « argiles-à-blocs » de St-Julien

St-Julien (1968) s'est attardé plus en détails à l'affleurement de la Pointe Aubin (figures 1.4,

1.6 et 1.7). À cet endroit, un synclinal renversé vers le nord-ouest plonge faiblement vers le

sud-ouest. Les lithologies sont décrites comme étant des mudstones calcareux et friables

intercalés de trois bandes d'« argiles-à-blocs », de 30 à 100 m d'épaisseur, visibles sur

chacun des flancs du synclinal. Il observe d'énormes blocs intercalés sans ordre dans une

matrice de mudstone calcareux, identiques du point de vue lithologique et du même âge que

les interlits de mudstone, soit du Canajoharie. Ces derniers montrent des axes de plis de

direction et de plongée constantes, plus ou moins parallèle à l'axe du synclinal majeur. En

34

revanche, la matrice des « argiles-à-blocs » manifeste le plus grand désordre. Les blocs sont

anguleux ou arrondis et mesurent d'une fraction de centimètre à plus de 150 mètres de

longueur. Plusieurs blocs de dimension modeste, de 1 à 10 m, sont, selon l’interprétation

qu’en fait St-Julien (1968), des lits enroulés sur eux-mêmes. Les blocs massifs et

homogènes sont généralement de formes allongées.

St-Julien (1968) distingue deux types d'« argiles-à-blocs »: (1) celui formé surtout de blocs

d'âge Normanskill; et (2) celui constitué presque exclusivement de blocs de grès calcareux

d'âge Canajoharie (figure 1.7). Le premier est polymictique, tandis que le second,

oligomictique. Les bancs d'« argiles-à-blocs » polymictiques sont formés de blocs de tuf ou

siltstone silicifié vert, de calcaire bien lité, de mudstone calcareux et bitumineux noir, de

calcaire homogène gris, de calcaire brun, d'« argiles-à-blocs », de mudstone rouge, de

calcaire dolomitique, tous d'âge Normanskill. Les éléments observés dans les bandes

d'« argiles-à-blocs » oligomictiques sont principalement des grès calcareux et des

calcarénites du Canajoharie.

St-Julien (1968) en arrive à la conclusion que la formation des « argiles-à-blocs » semble

être un phénomène sédimentaire, dû notamment à la présence de plusieurs structures de

« slumping », ou glissement synsédimentaire. Il explique la formation des « argiles-à-

blocs » par une évolution en deux étapes reliées à la mise en place de la nappe de la

Chaudière: (1) formation de l'alternance « argiles-à-blocs » et mudstone calcareux; puis (2)

une phase de plissement synsédimentaire due à l'avancée de la nappe. La formation

d'« argiles-à-blocs » serait provoquée au temps Canajoharie par une série d'éboulis sous-

marins au front de la nappe. D'énormes blocs du Normanskill se seraient détachés de la

35

nappe pour s'intercaler dans les mudstones du Canajoharie. L'allochtone, toujours en

progression, atteint la séquence de mudstone calcareux et d'« argiles-à-blocs », qu'il pousse

à son front en une série de plis isoclinaux renversés vers le nord-ouest. Par la suite,

l'allochtone a entraîné, sur les Basses-Terres du Saint-Laurent, cette partie du flysch

Canajoharie.

1.7 Présentation du mémoire Le mémoire est présenté en quatre chapitres distincts. Le premier chapitre constitue

l'introduction générale. Il présente la problématique, les objectifs ainsi que la méthodologie

utilisée pour réaliser cette étude. De plus, une section consacre un tour d’horizon sur la

géologie de la région de Québec.

Le chapitre 2, présenté sous la forme d'un article rédigé en anglais, représente le corps du

mémoire. C'est précisément dans ce chapitre que l’ensemble des étapes nécessaires à la

rencontre des principaux objectifs sera détaillé, excepté la majorité des aspects touchant à la

caractérisation structurale de la zone de failles imbriquées, qui sera plutôt abordée en

profondeur dans le chapitre suivant. L’article a paru en décembre 2004 dans la Revue

canadienne des sciences de la Terre (volume 41, numéro 12, pages 1473–1490). Les auteurs

sont respectivement: Félix-Antoine Comeau, Donna Kirkwood, Michel Malo, Esther

Asselin ainsi que Rudolf Bertrand.

Le chapitre 3 traite de l’analyse structurale de la zone de failles imbriquées. Il s’agit d’une

phase cruciale pour la conception du modèle tectonosédimentaire. Nous retrouvons ici

36

toutes les analyses des données structurales cueillies sur le terrain, tels les plans de

stratification, les axes de plis, les plans de clivage ainsi que les plans de failles. Et puis, une

discussion en profondeur sur l’évolution structurale et tectonique mènera à l’élaboration

finale du modèle de l’évolution tectonosédimentaire du parautochtone de la région de

Québec.

Enfin, le chapitre 4 présente les grandes conclusions de cette étude sous forme de point qui

viennent répondre aux différents objectifs et en font ressortir l’importance.

Chapitre 2. Taconian melanges in the parautochthonous zone of the Quebec Appalachians revisited: Implications for foreland basin and thrust belt evolution

2.1 Abstract In the Quebec Appalachians, disruption, imbrication and thrusting of the Taconian foreland

basin sequence are responsible for the development of chaotic units within the turbiditic

sequence of the Caradocian Sainte-Rosalie Group, the main lithologic assemblage of the

parautochthonous zone. These chaotic units have been termed olistostromes or

tectonosomes on the basis of field criteria and following Pini’s (1999) classification.

Olistostromal units containing blocks of the middle mudstone (Utica Shale) and upper

turbidite units (Sainte-Rosalie Group) of the foreland basin and spanning the Caradocian

N. gracilis, C. americanus, O. ruedemanni and C. spiniferus graptolite zones were deposited

and incorporated in the Sainte-Rosalie Group. Disruption of more competent beds of the

flyschic sequence and fault stacking and slicing of older rock units occurred along major

thrust faults, and now form structurally aligned corridors or tectonosomes. Graptolites and

new chitinozoan data from both olistostromes and tectonosomes indicate older ages (early

Late Ordovician) than the flysch units of Sainte-Rosalie Group (mid Late Ordovocian).

Lithological, stratigraphic and structural criteria indicate that tectonosome slices are

imbricated foreland basin rocks that are correlative to the Black River, Trenton, Utica,

Sainte-Rosalie and Lorraine groups of the Laurentian platform. Thermal maturation data

indicates that disruption of the autochthonous sequence, and folding and thrusting of the

entire foreland basin sequence must have occurred shortly after their deposition. Contrary

to what had been suggested, blocks in the olistostromes and tectonosomes were not derived

38

from the allochthonous Chaudière thrust sheet, even though it presently marks the southern

contact with parautochthonous zone. Imbrication of the foreland basin sequence must have

occurred before emplacement of the Chaudière thrust sheet.

2.2 Résumé Dans les Appalaches du Québec, la rupture, l’imbrication et le chevauchement de la

séquence de bassin d’avant-pays taconien ont provoqué la formation d’unités chaotiques au

sein de l’assemblage lithologique typique de la zone parautochtone, soit la séquence

turbiditique du Groupe de Sainte-Rosalie d'âge Caradocien. Ces unités chaotiques ont été

nommées olistostromes ou tectonosomes sur la base de critères de terrain et selon la

classification de Pini (1999). Les unités olistostromales, qui contiennent des blocs de

l’unité médiane du bassin d’avant-pays dominée par des mudstones (Shale d'Utica) et de

l’unité sommitale dominée par des turbidites (Sainte-Rosalie), ont été déposées et

incorporées dans le Groupe de Sainte-Rosalie. Le boudinage des lits compétents de la

séquence flyschique et l’empilement et l’écaillage par le jeu de failles sur les unités de

roches plus anciennes se sont produits le long de chevauchements majeurs, et forment

maintenant des corridors structuralement alignés et nommés tectonosomes. Les nouvelles

données sur les chitinozoaires et les graptolites retrouvés au sein des olistostromes et des

tectonosomes donnent des âges plus anciens (début de l’Ordovicien tardif) que l’unité

flyschique du Groupe de Sainte-Rosalie (milieu de l’Ordovicien tardif). Les critères

lithologiques, stratigraphiques et structuraux indiquent que les écailles de tectonosome sont

des roches imbriquées du bassin d’avant-pays qui sont corrélées avec celles de la

plateforme laurentienne, soit les groupes de Black River, Trenton, Utica, Sainte-Rosalie et

39

Lorraine. Les données de maturation thermique indiquent que la fragmentation des roches

autochtones ainsi que le plissement et le chevauchement de toute la séquence du bassin

d’avant-pays, incluant les unités olistostromales doivent s'être produits peu de temps après

le dépôt de la séquence flyschique. Contrairement à ce qui avait été précédemment suggéré,

les blocs dans les olistostromes et les tectonosomes ne proviennent pas de la nappe de la

Chaudière, quoiqu'elle marque actuellement le contact méridional avec la zone

parautochthone. L’imbrication de la séquence du bassin d’avant-pays s'est produite avant

l’emplacement de la nappe de la Chaudière.

2.3 Introduction During the Middle to Late Ordovician Taconian Orogeny in the northern Appalachians,

carbonate sedimentation on the Laurentian passive continental margin was gradually

replaced by flysch deposits in a foreland basin setting (St-Julien and Hubert 1975; Williams

1979). Convergence during the Taconian Orogeny resulted in growth of a tectonic wedge

that migrated towards the continent. In the Quebec part of the orogen, Cambrian to Lower

Ordovician slope and rise sediments accumulated on the southeast edge of the stable

continental margin. In Middle Ordovician time, these deposits were detached and

incorporated within the northwesterly transported thrust sheets and tectonically juxtaposed

over the autochthonous platformal sequence (St-Julien and Hubert 1975). Deformation

progressively migrated northwestward and eventually reached the more distal portion of the

Laurentian platform/foreland basin, folding and imbricating these strata to form the Quebec

Appalachians parautochthonous zone (Fig. 1). Thrust slices of the parautochthonous zone

40

crop out within an orogen parallel corridor of a few kilometers wide that can be followed at

depth in front of and beneath the allochthonous thrust sheets (Fig. 2b).

Figure 2.1 - General geology of the southern Quebec Appalachians. 1, St-Dominique slice;

2, Philipsburg slice; LSJO, Lac St-Jean outlier; Ch, Charlevoix area.

The foreland basin sequence is well preserved within the autochthonous zone of the Quebec

Appalachians (Lavoie 1994). An important part of this basin can also be found within the

outermost deformed zone of the Appalachian orogen in the Quebec parautochthonous zone.

However, the presence of chaotic units within the parautochthonous sequence as well as the

highly disrupted and imbricated nature of this zone at surface has complicated the

stratigraphic correlations of these rocks with those of the autochthonous foreland basin.

Within the parautochthonous zone, the observed facies differ slightly lithostratigraphically

and chronostratigraphically from the autochthonous facies and reflect a more distal setting

41

with respect to the autochthonous sequence. The first aim of this paper is to present a

summary of foreland basin stratigraphy in the Quebec Appalachians and correlate strata of

the parautochthonous zone with well known stratigraphic units of the autochthonous

sequence.

The most remarkable unit within the parautochthonous sequence is the wildflysch exposed

at Pointe Aubin (the « argiles-à-blocs » of St-Julien 1968) (Fig. 2a). The study of chaotic

units, either of sedimentary or tectonic origin, is important in order to help reconstruct the

depositional history and timing of deformation events within orogens. Chaotic units in the

parautochthonous zone of Québec City were previously interpreted as gravity emplaced

allochthonous slices produced during the Taconian Orogeny (St-Julien 1968; St-Julien and

Hubert 1975; Beaulieu et al. 1980). Most of the units are highly chaotic and some are

structurally ordered. The second objective of this study was to gather new field criteria to

classify the units as olistostromes or tectonosomes following Pini's (1999) classification

and to determine the nature of the chaotic units. Our work has established that the vast

majority of chaotic units in the parautochthonous zone at Pointe Aubin consist of

dismembered and boudinaged sandstone beds and thrust slices resulting entirely from

tectonic processes such as folding and/or faulting. Better stratigraphic control, new

paleontological and thermal maturation data, as well as structural relationships in the

parautochthonous foreland sequence and its chaotic units in the Québec City area provide

input on growth of the Taconian tectonic wedge, its migration towards the continent and the

tectonic activity of the Quebec Laurentian margin during the Late Ordovician.

42

Figure 2.2 - A) Geology of the Appalachian front in the Québec City area modified from

Globensky (1987) and adapted from Castonguay et al. (2002). B) Cross section along 2001

seismic line adapted from St-Julien et al. (1983) and Castonguay et al. (2001). Location of

the 2001 seismic line on figs. 1 and 2a. Abbreviations: Bts, Bacchus thrust sheet; CFS,

Chambly-Fortierville Syncline; Cts, Chaudière thrust sheet; Lts, Lévis thrust sheet; PA,

Pointe Aubin; PN, Plage Neuville; PQts, Promontoire de Québec thrust sheet; SFR, St-

Flavien reservoir.

43

2.4 Geological setting In the Québec City area, the parautochthonous zone is completely exposed at low tide

between St-Nicolas and St-Antoine-de-Tilly on the south shore of the St-Lawrence river

along a 15 km section (Fig. 2a). The southern contact between the parautochthonous and

the allochthonous zones, i.e. Logan’s Line, occurs a few kilometers west of St-Nicolas and

consists of a major fault zone, where rocks of the Upper Ordovician Sainte-Rosalie Group

flyschoid sequence are overthrusted by red and green shales of the Cambrian Sillery Group

outcropping within the allochthonous Chaudière thrust sheet (Fig. 2a). A few kilometers to

the northwest, the limit between the autochthonous and the parautochthonous zone occurs

along the Aston fault which juxtaposes rocks of the Les Fonds Formation (Sainte-Rosalie

Group) to rocks of the Nicolet Formation (Lorraine Group) (Globensky 1987).

Structurally, the parautochthonous zone consists of a series of steep, southeast-dipping

thrust faults that display imbricate thrust fan geometries (Fig. 2b) (St-Julien et al. 1983;

Castonguay et al. 2001; Séjourné et al. 2003). Deformation within the zone features large-

scale northeast-trending, slightly overturned folds. Smaller-scale mesoscopic folds are

upright to slightly overturned, northwesterly-verging and plunge gently to the northeast or

to the southwest. In cross-section, thrusts affect progressively older rocks as the main

decollement surface cuts down to deeper stratigraphic levels (St-Julien et al. 1983). At

outcrop, the rocks of the parautochthonous zone consist essentially of typical Upper

Ordovician flysch of the foreland basin (Fig. 2a). However, thrust slices of Beekmantown

and the lower argillaceous limestone unit of the foreland basin crop out within the

imbricate sequence of parautochthonous zone within the St-Dominique slice (see Fig. 1)

44

(Prichonnet and Raynal 1977; Chalaron and Malo 1998; Séjourné 2000) and are also

present at depth at St-Flavien (Fig. 2b) (SOQUIP 1979; St-Julien et al. 1983; Castonguay et

al. 2001; Bertrand et al. 2003).

2.5 Stratigraphy of the Québec taconian foreland basin In the Quebec Appalachians, the Upper Cambrian to Upper Ordovician sedimentary

sequence of the autochthonous St. Lawrence Lowlands reaches a thickness varying between

1500 and 3000 m (Globensky 1987) and includes Upper Cambrian to Lower Ordovician

sandstones of the Potsdam Group, Lower to lower Upper Ordovician carbonates and

dolomites of the Beekmantown, Chazy, Black River and Trenton groups, Upper Ordovician

flyschoid sediments of the Utica Shale, Sainte-Rosalie and Lorraine groups and uppermost

Ordovician molassic red beds of the Queenston Group (Fig. 3). During Ordovician time,

the Appalachian passive margin collided with a subduction complex at the leading edge of

a magmatic arc, resulting in the Taconian Orogeny (St-Julien and Hubert 1975; Rowley and

Kidd 1981; Bradley 1989). The first documented sign of tectonic activity along the

Laurentian margin is the Middle Ordovician St. George Unconformity (Knight et al. 1991)

that in the Quebec Appalachians records uplift and erosion of the platform between the

Beekmantown and Chazy groups (Lavoie, 1994). The unconformity is somewhat

diachronous throughout the northern Appalachians during the Middle Ordovician and is

attributed to lithospheric flexure and the consequent passage of a peripheral forebulge

(Jabobi 1981; Quinlan and Beaumont 1984; Bradley and Kidd 1991; Knight et al. 1991;

Lavoie 1994). In the Quebec Reentrant, the erosion period was of short duration and was

followed by the foundering, drowning, and burial of the platform (Lavoie 1994) and

45

development of a Middle to Late Ordovician foreland basin (Rowley and Kidd 1981;

Quinlan and Beaumont 1984).

Figure 2.3 - Stratigraphic framework for the Ordovician succession of the St. Lawrence

Lowlands (modified from Lavoie 1994; time scale from Tucker and McKerrow 1995).

Vertical line pattern indicates non-deposition and erosion period.

The Taconian foreland basin of Quebec can be viewed as a classical, under filled peripheral

foreland basin and, following Sinclair’s (1997) nomenclature, can be divided into three

diachronous lithostratigraphic units: I-a lower argillaceous limestone dominated unit, II-a

middle mudstone dominated unit and III-an upper turbidite dominated unit (Fig. 3).

Shallow-water carbonates of the Upper Ordovician Black River and Trenton groups are

46

included in the lower argillaceous limestone unit (I of Fig. 3) that were deposited over the

shallow-water, siliciclastic sands of the lower part of the Chazy Group (Globensky 1987)

and recorded a progressive deepening upward cycle. Regional facies distribution,

lithotectonic elements, and significant thickness variations indicate several depocenters and

local growth faults dissecting the Trenton shelf (Lavoie 1994). Slump folds and limestone

debris flows in the Caradocian Sainte-Irénée and Beaupré formations immediately

overlying the Trenton Group northeast of Québec City also suggest that the shelf was

indeed unstable.

The middle mudstone unit (II of Fig. 3) consists of up to 1300 m of deep water siliciclastic

sediments and hemipelagic mud of the Utica Shale. They were deposited over the carbonate

units due to rapid subsidence of the foreland basin (Globensky 1987). Black shale is

characteristic of early flysch-phase fill along the distal flank of the Middle to Late

Ordovician Taconian peripheral foreland basin (Bradley and Kidd 1991). The Utica Shale

is a diachronous unit which is older when located closest to the Appalachian front, as in the

Québec City vicinity (Corynoides americanus-Orthogratus ruedemanni to the

Climacograptus spiniferus Zones) and younger to the southwest on the Laurentian

platform, as in the Montreal region (Climacograptus pygmaeus Zone). Diachronous east to

west progression of subsidence was coincident with the progressive westward change from

carbonate-dominated to siliciclastic sedimentation within the foreland basin, also

documented elsewhere in the Appalachian orogen (Ettensohn 1991; Lehmann et al. 1995).

In the Québec City area, the Utica Shale is only 30 m thick and yields graptolites spanning

the O. ruedemanni to the C. spiniferus Zones (Globensky 1987). This unit is distinguished

47

from younger facies that contain more abundant clastic beds suggesting that it was laid

down prior to overthrusting of the thrust sheets onto the continental margin.

The upper turbidite unit (III of Fig. 3) consists of synorogenic sediments accumulated

during the Caradocian to early Asghillian stages of the Late Ordovician during and after the

overthrusting of the external thrust sheets. It is dominated by thick successions of

alternating sandstone and mudstone of the Sainte-Rosalie and Lorraine groups. The

siliciclastic source was located to the south-east and debris were derived from the thrust

sheets (Globensky 1987), representing a major reversal in the direction of sediment supply

from the Laurentian shelf to more outboard elements of the tectonic wedge (Hiscott 1995).

The sandstones that accumulate at the toe of, and on top of the thrust wedge are highly

immature and rich in lithic fragments with rarer volcanic detritus derived from erosion of

the thrust wedge (Beaulieu et al. 1980; Schwab 1986). Thrust-faulted highs generated

during deposition of the middle unit lead to ponding of turbidite flows of the upper unit,

generating thick sandstone beds overlain by thick mudstone drapes (Pickering and Hiscott

1985).

2.6 The upper turbidite unit Flyschoid sediments of the upper turbidite unit are present both in the autochthonous and

parautochthonous zones and assigned to the Sainte-Rosalie and Lorraine groups

(Globensky 1987) (Fig. 4). The Sainte-Rosalie Group is a typical flysch sequence that

consists essentially of a succession of siltstone, mudstone, silty shale and rare dolomitic

units (Globensky et al. 1993). It is subdivided into the Lotbinière, Aubin, Les Fonds,

48

Sainte-Sabine, and Iberville formations partly on the basis of the structural position within

the orogen, i.e. autochthonous vs. parautochthonous zone. According to Globensky (1987),

the Lotbinière Formation conformably overlies the Utica Shale on the south-east limb of

the Chambly-Fortierville syncline in the autochthonous zone (Fig. 2a). On the north-west

limb of the syncline, the Utica Shale is overlain by the Nicolet River Formation of the

Lorraine Group, without the intervening Lotbinière. Thus the Lotbinière Formation is

chronostratigraphically correlative to the upper part of the Utica Shale (Fig. 4). The

Caradocian age of the Sainte-Rosalie Group is given by graptolitic faunas that indicate the

C. americanus Zone to the C. pygmaeus Zone of Riva (1969). Regional correlatives of the

Sainte-Rosalie Group are the Cloridorme Formation in the Gaspé Peninsula, the Iberville

Formation of Vermont, the Snake Hill Formation of the Albany area of New York and the

deformed Martinsburg Formation of New Jersey and Pennsylvania (Globensky and Riva

1982).

The Lorraine Group consists of interbedded grey shale, sandstone, siltstone and limestone

and includes the Nicolet and Pontgravé formations (Fig. 4). It is the thickest and the most

widespread group of the St. Lawrence Lowlands (Globensky 1987) and is restricted to the

autochthonous zone. Its thickness reaches approximately 800 m along the Nicolet River

(Clark et al. 1979). The middle and upper part of the Lorraine Group represent a shallowing

upward environment. Pelecypods dominate the fauna which is extensive at the top (Clark et

al. 1979). The Lorraine Group was interpreted by Belt et al. (1979) as a prodeltaic deposit

environment, whereas Walters et al. (1982) suggest rather a deeper-water flysch deposit.

The Lorraine Group is conformably capped by uppermost Ordovician red molasse deposits

of the Queenston Group.

49

Figure 2.4 - Stratigraphy of the upper turbidite unit of the Taconian foreland basin. The

Chambly-Fortierville syncline is shown on figure 2.

Siliciclastic rocks of the upper turbidite unit in the parautochthonous zone of the Québec

City area were originally assigned to the Les Fonds Formation and the Breault and

Chambly members of the Nicolet Formation, by Clark and Globensky (1973). Following

detailed stratigraphic and sedimentologic work by Walters (1979), Walters et al. (1982) and

Beaulieu et al. (1980), the parautochthonous flyschoid sediments were correlated to the

Sainte-Perpétue and Sainte-Monique members of the redefined Rivière Nicolet Formation

50

in the autochthonous zone (Fig. 4). Globensky and Riva (1982) reported graptolites of the

C. americanus to C. pygmaeus zones in the parautochthonous flyschoid sediments

indicating that they were in part older than rocks of the Nicolet River Formation (Lorraine

Group), rather correlating them with the autochthonous Utica Shale. Finally, because of

difficulties in following lithological contacts from the autochthonous to the

parautochthonous zones due to the faulted contact between these zones, Globensky (1987)

chose to follow Clark and Globensky (1973) and assigned the flyschoid sediments of the

parautochthonous zone in the Québec City area to the Pointe Aubin Wildflysch, the Les

Fonds and Lotbinière formations (Fig. 4), although the Les Fonds Formation is by far the

most widespread. A few years later, Globensky et al. (1993) proposed to rename the Pointe

Aubin Wildflysch the Aubin Formation. Total thickness of the Sainte-Rosalie Group is

difficult to estimate due to faults, although 1000 m seems to be an educated minimum

estimate. In the parautochthonous zone further southwest in the Iberville area (Fig. 1),

lithostratigraphic and chronostratigraphic correlatives of the Les Fonds belong to the

Sainte-Sabine Formation (Globensky 1987).

2.7 Stratigraphy of the parautochthonous zone in the Québec City area Stratigraphic repetitions and omissions by thrust faults make it difficult to correlate rocks of

the parautochthonous zone with those of the autochthonous zone. For simplicity we

propose that all outcropping rocks of the parautochthonous zone in the Québec City area be

included within the Les Fonds Formation (Fig. 4). The Pointe- Formation is restricted to

rocks that crop out at Pointe Aubin along the south shore of the St. Lawrence River near

Québec City (Globensky et al. 1993). Detailed field observations, as well as stratigraphic

51

and structural evidence presented below show that all the rocks assigned to the Aubin

Formation are actually in fault contact with rocks of the Les Fonds Formation and occur

within a 10-20 m wide fault zone made up of a series of folded and imbricate fault slices.

Thus we propose to abandon the use of Aubin Formation all together (Fig. 4). Likewise, we

propose to restrict the use of Lotbinière Formation to rocks of the Sainte-Rosalie Group

flysch in the autochthonous zone.

The stratigraphic succession of the Les Fonds Formation can best be described in the Pointe

Aubin area where a variety of lithological assemblages crop out in the core of a southeast-

dipping and southwest-plunging syncline (Fig. 5). Thrust faults occur along both limbs of

the syncline. In the axial zone of the syncline the stratigraphic succession of the Les Fonds

Formation is rather well exposed and consists mainly of mudstone and fine- to coarse-

grained sandstones with less abundant fine-grained limestones, conglomerate and chaotic

units (lithologic assemblages A, B and C on Figs. 5 and 6). Chaotic units correspond to St-

Julien's wildflysch or « argiles-à-blocs » (St-Julien 1968). St-Julien (1968) divided the

wildflysch into two distinct chaotic units a polygenic and an oligomictic unit (Fig. 5b).

Both units are interbedded in the same mudstone and sandstone matrix of lithologic

assemblage C.

The main lithologic assemblage of the Les Fonds Formation (lithologic assemblage C)

cropping out at Pointe Aubin consists of mudstone and very fine grained sandstone

interbedded with thin- to thick-bedded sandstones and more rare chaotic units. The

lithologic assemblage A consists of a 50 meters thick chaotic zone of bituminous mudstone

blocks set in a shale matrix. Bituminous mudstone blocks vary in size from 1 m to more

Figure 2.5 - A) Geological map of the Pointe Aubin area and lithological assemblages of

the Les Fonds Formation; B) Map of chaotic units by St-Julien (1968).

than 100 m length and from 1 m to about 10 m thick and are aligned on both limbs of the

syncline. This horizon of meter-scale blocks is in fact interbedded within the flyschic

sequence and is folded around the syncline. It is thus conformable to mudstone and

sandstone beds meaning that it was deposited coevally within the stratigraphic sequence of

the Les Fonds Formation. Two other very similar chaotic zones of 1-2 meters thick occur

approximately 1 km to the north-east of Pointe Aubin and are interbedded conformably

within mudstones and fine grained sandstones of Assemblage C (Fig. 7a). Texturally, they

consist of a brecciated matrix with a chaotic distribution of clasts. The horizons contain

small angular and rounded blocks (1-50 cm) of bituminous mudstone, green silicified

siltstone and sandstone set in a sandy matrix. Bedding and pseudobedding orientations in

the largest blocks do not have a similar trend.

The overlying lithologic assemblage B is composed of 75 meters of thick coarse sandstone

beds (0.25 m to 1 m) alternating with shale (Fig. 6). Assemblage B corresponds to St-

Julien's (1968) oligomictic chaotic unit (Fig. 5). This unit crops out mainly along the

overturned, southern limb of the syncline. Although lithic sandstone and conglomeratic

sandstone beds are quite continuous they can be boudinaged and sometimes strongly

disrupted in which case they occur as relatively large blocks (1-50 m) (Fig. 5). This facies

was recognized elsewhere in the parautochthonous zone just west of Pointe Aubin in the

same stratigraphic position where it presents a thickness of 10 meters. Lithologic

assemblage B is overlain by the turbiditic facies of assemblage C that fines upward into a

700 m thick succession of lithic sandstone beds (2 to 40 cm thick), shale and silty

sandstone. The sandstone/shale ratio decreases upward, passing from 75% to 50%.

54

Figure 2.6 - Schematic stratigraphic succession of the Les Fonds Formation in the core of

the syncline at Pointe Aubin.

The sandstone displays all the characteristics of a turbidite with graded beds, cross-

laminations, flute casts and scour-marks. The detrital fraction of the sandstones is

composed of 71% quartz, 9% feldspath, and 19% rock fragments, consisting of claystone,

quartzo-feldspathic sandstone, argillaceous siltstone, various limestones and detrital fossil

fragments (Beaulieu et al. 1980). Within the Les Fonds Formation, sandstone beds are more

abundant in the lower half of the section (Beaulieu et al. 1980). Thickness of sandstone

beds and size of the detrital fraction also diminishes towards the upper half of the section.

This fining upward section suggests episodic tectonic activity in the basin at the time of

deposition of the Les Fonds Formation (Fig. 6). Flute casts in the Les Fonds Formation

indicate north westward paleocurrents, pointing to a source located south-southeast of the

Figure 7. a) Interbedded olistostrome zone within the flyschoid sequence of Les Fonds

Formation; b) Close up view of the olistostrome unit. A perpendicular cleavage is

56

recognized. The GPS receptor is used as scale; c) Aerial photography of the tectonosomes’

triaxial geometry at the Pointe Aubin. See fault location on figures 5 and 7; d) Folded

tectonosome. The backpack and the geologist hammer are used as scale.

study area. Based on these observations, Beaulieu et al. (1980) proposed a sedimentary

source to the east-southeast and paleotopography directly influenced by tectonic activity.

Figure 2.8 - Detailed map of the tectonosomes along the northern limb of Pointe Aubin

syncline.

The northern limb of the Pointe Aubin syncline consists of a 10-20 m wide fault zone made

up of a series of tectonically juxtaposed thrust slices, including distinct lithological facies

57

and blocks of variable size and lithology, such as green silicified siltstone, bituminous

mudstone, dolomitic limestone, red shale with calcarenite interbeds (Figs. 5 and 8). St-

Julien (1968) included these fault slices in his polygenic chaotic unit and Globensky et al.

(1993) later assigned them to the Pointe Aubin Formation. In outcrop, individual fault

slices consist of tightly folded beds and sometimes highly fractured competent beds

displaying internal continuity (Fig. 8). The fault slices are of variable size, from meters to

hundred of meters, and are affected by faults and fractures fragmenting them into smaller

blocks, with definite shapes, sharp outlines, and an evident triaxial geometry (Fig. 7c). All

fault blocks show a common trend and a strong parallel preferred orientation of bedding

plane. The finer-grained matrix surrounding the blocks is tectonized and displays a scaly

texture occurring in small cm- to tens-cm thick corridors that are parallel to the preferred

alignment of the blocks. Large blocks can be lozenge-shaped, highly fractured with

numerous conjugate fault planes and disposed within 10-20 meters wide corridors parallel

to thrust faults (Figs. 5 and 8). Thrust faults with down-dip striae can be recognized along

the margins of the blocks. Strata within the blocks are occasionally tightly folded with axial

traces (Fig. 7d) parallel to the regional cleavage.

Based on graptolite data (Riva 1972; Walters et al. 1982), the age of the stratigraphic units

within the Les Fonds Formation is Late Ordovician. Most of the graptolites collected from

the mudstones (assemblage C) of the Les Fonds Formation along the section belong to the

Caradocian C. spiniferus Zone (Riva 1972; Walters 1979; Walter et al. 1982). However,

graptolites collected in the chaotic units and thrust slices belong to the N. gracilis, C.

americanus, O. ruedemanni and C. spiniferus Zones (St-Julien 1968; Riva 1972; Walters

1979; Walter et al. 1982).

58

Table 2.1. Chitinozoan identifications and their biostratigraphic equivalents in terms of

eastern North American chitinozoan and graptolite zones.

Our palynological investigations (Table 2.1 and Fig. 2.5 for sample location) confirm that

the age of some units of the thrust slices is older than that of the enclosing turbidites of the

Les Fonds Formation. Most of the chitinozoan collections from the Les Fonds turbidites

have yielded species reported in the St. Lawrence Lowlands in biostratigraphic levels

ranging from the K. multispinata-H. duplicitas to A. cancellata or S. gracqui to A.

cancellata chitinozoan zonal levels (Achab 1989). These biostratigraphic levels are

equivalent to C. americanus/O. ruedemanni to C. spiniferus graptolite zones (Table 2.1).

Chitinozoan data from samples 30003 and 30004 suggest a correlation with levels in the

Utica Shale belonging to part of the A. cancellata chitinozoan levels which are equivalent

59

to the C. spiniferus graptolite Zone (Table 2.1). One sample (29998) from a tectonosome

slice has yielded chitinozoan species characteristic (in Quebec) of the older C. hirsuta-

Lagenochitina sp. a zonal part correlative to the N. gracilis graptolite Zone (Table 2.1). The

calcareous mudstones of the Citadelle Formation forming the Quebec Promontory thrust

sheet 25 km to the northeast (Fig. 2.2) and constituting the lowest structural thrust sheet of

the Québec City area belong to the N. gracilis to D. multidens zonal interval (Riva 1985).

2.8 Thermal maturation in the parautochthonous zone Programmed pyrolysis (Rock Eval) and reflectance data on dispersed organic matter were

collected from sandstones and mudstones of the Les Fonds Formation, as well as in both

the olistostromes and tectonosomes (Tables 2, 3). Production index (PI) and temperature of

maximum pyrolysis (Tmax) indicators from Table 2 are reliable thermal maturation

evaluation for sedimentary successions (Hunt 1995). Values of reflectance equivalent to

that of vitrinite in the Pointe Aubin syncline are below 1.35% and indicate that rocks of the

Les Fonds Formation are in the lower half of the mature zone (Figs. 9, 10). Such a low

degree of maturation is very rarely observed in the St. Lawrence Lowlands and in the

foreland basin sequence. Analyses in the Les Fonds Formation 7 km west of the Pointe

Aubin section in the parautochthonous zone along the St. Lawrence shore, display

reflectance values 0.2% to 0.3% higher (Héroux and Bertrand 1991). This lower level of

thermal maturation indicates that the Pointe Aubin section is near the top of the

parautochthonous structural pile.

60

TOC GP PI Tmax HI OI29989 Black, bituminous, calcareous mudstone Tectonosome 5.49 13.32 0.17 437 201 1129990 Black, bituminous, calcareous mudstone Tectonosome 3.19 12.76 0.24 439 306 829993 Black, Bituminous, siliceous mudstone Tectonosome 3.79 12.70 0.18 439 276 730002 Bitumen rich sandstone Les Fonds Fm. 2.59 6.09 0.09 452 214 1330003 Dark grey shale Les Fonds Fm. 0.61 0.91 0.25 442 111 67

Sample No Sample lithology Unit

TOC and Rock Eval parameters

Table 2.2. Total organic carbon (TOC) and Rock Eval analysis of selected Pointe Aubin

samples. GP = genetic potential (kg hydrocarbon (HC)/ton of rock, PI = production index

(ratio of in situ HC on total in situ and kerogen hydrocarbon), Tmax = temperature °C of

maximum pyrolysis of kerogen, HI = hydrogen index (mg HC/ g of TOC), OI = oxygen

index (mg CO2/ g of TOC). Detailed explanations about the purpose of those thermal

maturation and source rock paramaters are found in Espitalié et al. (1977) and Hunt (1995).

Figure 2.9 - Modified Espitalié (Espitalié et al. 1977, 1984; Hunt, 1995) with the addition

of HC yield that is determined from HI (left vertical scale) and TOC (upper-right horizontal

scale) (modified from Bertrand and Malo, 2001). Data of black shale of Tectonostome unit

(●), Les Fonds Formation (■) (this paper) and Utica Shale from Montmorency River (○)

and Billings Formation (□) (Bertrand 1991).

61

C h G r S c P ro D pt Mig C ok Mig Zoo29989 T ecto no s. m ean 0,95 0,93 0,26 0,75 0,94 0,90

S D 0,11 0,06 0,01 0,11n 32 29 9 30

29990 T ecto no s. m ean 0,92 0,93 0,38 0,73 0,92 0,90S D 0,04 0,06 0,03 0,09n 4 58 10 16

29992 T ecto no s. m ean 1,00 0,40 0,87 0,56 0,74 0,96S D 0,08 0,13 0,32 0,04n 23 33 6 27

29993 Les Fo ndsB lack, b itum ino us, s iliceo us m udsto ne m ean 0,76 0,77 0,51 0,69 0,74

S D 0,07 0,05 0,07n 5 37 12

29994 Les Fo nds C alc is iltite m ean 0,61 0,64 0,92 0,83S D 0,03 0,05 0,06n 3 3 27

29995 Les Fo nds m ean 0,99 0,42 0,88 1,07 0,89S D 0,07 0,04 0,10n 17 3 28

29996 Les Fo ndsG rey shale/f ine sandsto ne

m ean 1,03 0,89 0,35 0,56 0,74 0,91

S D 0,09 0,04 0,05 0,06n 17 4 35 22

29997 Les Fo ndsG rey shale/f ine sandsto ne

m ean 0,91 0,35 0,58 0,60 0,79 0,88

S D 0,05 0,04 0,11 0,11n 9 17 10 39

29998 T ecto no s. m ean 0,97 0,83 0,53 0,63 0,88 0,82 0,87S D 0,07 0,01 0,02 0,06n 17 2 5 24 3

29999 Les Fo ndsG rey shale/m edium -grain sandsto ne m ean 0,79 0,38 0,45 0,60 0,79 0,78

S D 0,07 0,06 0,02 0,14n 4 31 6 34

30000 Les Fo nds G reenish-grey shale m ean 0,86 0,97 0,40 0,50 0,62 1,09 0,81 0,91S D 0,05 0,07 0,03 0,06 0,07 0,05n 6 40 20 3 17 3

30001 Les Fo ndsM edium -grain sandsto ne/ shale m ean 0,29 0,55 0,74

S D 0,07 0,07n 35 44

30002 Les Fo nds B itum en-rich sandsto ne m ean 0,79 0,30 0,74 0,93 0,77S D 0,03 0,05 0,15n 5 22 52

30003 Les Fo nds m ean 0,90 0,90 0,68 0,38 1,01 0,70 0,89 0,85S D 0,09 0,06 0,08 0,08 0,25 0,17n 33 16 3 20 6 13

30004 Les Fo nds S andy shale m ean 0,82 0,30 0,65 0,83 0,82S D 0,06 0,05 0,07n 21 27 32

30005 T ecto no s. S andy shale m ean 0,44 0,77 0,96 0,96S D 0,05 0,14n 32 44

30006 Les Fo nds m ean 1,15 1,12 0,47 0,79 0,97 1,03S D 0,12 0,08 0,06 0,15n 10 32 20 32

C ro ss-lam inated sandsto ne/lam inated shale

G reenish grey m udsto ne

G reenish shale/f ine sandsto ne lam inated

G reenish-grey shale/calcis iltite lam inated

C ro ss-lam inated sandsto ne/lam inated shale

S tat. E st. R o. v itrin.R eflectance

B lack, b itum ino us, calcareo us m udsto ne

S am ple N o Form ation Lithology

B lack, b itum ino us, calcareo us m udsto ne

Table 2.3. Reflectance of dispersed organic matter (DOM) in Pointe Aubin samples. Ch =

chitinozoans, Gr = graptolites, Sc = scolecodonts, pro = protobitumen-bituminite, Dpt =

62

migrabitumen droplet, Mig = migrabitumen Cok = natural coke, Est. Ro Vitrinite =

estimated vitrinite reflectance from migrabitumen or zooclasts (combination of Ch, Gr and

Sc). Organic matter concentrates were obtained according the method of Bertrand and

Héroux (1987). Transparent strew mount used for OM identification and reflectance

analysis were prepared following the method of Bertrand et al. (1985). Method used for

correlated DOM reflectance to vitrinite reflectance is from Bertrand and Malo (2001).

Spatial variation of reflectance values in the Pointe Aubin successions shows a rather clear

relationship with the syncline. Low values of reflectance are observed in the vicinity of the

axis, whereas highest reflectance values are found on both limbs of the syncline, at the base

of the structural succession (Fig. 10). This relationship indicates that the folding of the

synclinal structure postdate the thermal maturation of those successions (pre-tectonic

thermal maturation of Taylor et al. 1998). Maximum thermal maturation of the

parautochthonous zone is thus presumably due to sedimentary and (or) tectonic burial.

Tectonosome units outcropping on both limbs of the synclinal structure also show similar

reflectance values.

63

Figure 2.10 - Relationship between geology of Pointe Aubin syncline and Tmax

(temperature °C of maximum pyrolysis of kerogen (T ) from table 2 and estimated

reflectance of vitrinite from table 3).

2.9 Discussion

2.9.1 Chaotic units: Olistostromes or tectonosomes? The chaotic units at Pointe Aubin were interpreted as olistostromes genetically related to

gravity sliding and emplacement of thrust sheets during the Middle Ordovician Taconian

Orogeny (St-Julien 1968; St-Julien and Hubert 1975; Beaulieu et al. 1980). According to

Flores (1955) who first defined olistostromes, they consist of sedimentary bodies

interbedded within sequences of normal marine strata. However, the term olistostrome has

been widely used over the years to designate any structural unit, tectonostratigraphic unit or

sedimentary body characterized by a chaotic appearance and a block-in-matrix fabric in

outcrop. Disrupted allochthonous bodies and mélange-type rocks characterized by a scaly

fabric (i.e., argile scagliose) and derived from distant paleogeographic settings have often

been confused with olistostromes (Pini, 1999). Tectonosomes basically consist of strongly

deformed and tectonized formations, whereas olistostromes are sedimentary bodies

emplaced by debris flows or avalanches.

Chaotic units in the parautochthonous zone of the Québec City area described at Pointe

Aubin by St-Julien (1968) have, at first observation, common characteristics, such as a

block-in-matrix fabric and a seemingly chaotic disposition of blocks. However, using basic

criteria for distinguishing tectonosomes and olistostromes (Pini 1999) we were able to

separate the chaotic units and to deduce their sedimentary and/or tectonic origin.

64

2.9.1.1 Olistostromes Typical olistostromes tend to display a bimodal distribution of block size and can be

grouped into two types: Type A olistostromes, that contain small cm-sized fragments and

m-sized blocks of single beds floating in a matrix, and Type B olistostromes, that are made

up of large blocks including decameter slabs of single beds to packages of beds that are

either clast or matrix supported (Pini 1999).

Chaotic units of lithological assemblage A are aligned on both limbs of the Pointe Aubin

syncline (Fig. 5). This horizon of meter-scale bituminous mudstone blocks is in fact

interbedded in the flyschic sequence and is also folded around the syncline. We have

designated most of lithological assemblage A as Type B olistostromes of Pini (1999) due to

the size of these blocks within this olistostromal unit. Graptolites which are from the N.

gracilis Zone were identified in the bituminous mudstone blocks by Riva (1972) and

reconfirmed by Riva (personal communication, 2000). Since these blocks are much older

than the surrounding shaly sandstone (C. spiniferus Zone), we believe that these bituminous

mudstones are olistoliths which have been deposited by debris flows, i.e. “sedimentary

olistostromes” within the flyschic sequence of the Les Fonds Formation.

Type-A olistostrome zones of 1-2 meter thick also occur sporadically throughout the Les

Fonds Formation in the parautochthonous zone and at least two of these can be observed

along the section at Pointe Aubin (Fig. 7a). In outcrop, olistostromes are clearly affected by

major northeast-directed folds (Fig. 7a). In the hinge of major folds, a perpendicular to

65

bedding cleavage, coaxial to folds and parallel to the regional cleavage affects matrix,

clasts and small blocks within the chaotic units (Fig. 7b). The fact that cleavage cuts

through the chaotic horizons and across clasts is evidence that the deposition of chaotic

units predates cleavage development and cannot be related to tectonic processes such as

folding and thrusting. These relationships argue in favor of a sedimentary or pre-tectonic

origin and we propose that the chaotic horizons are true olistostromes deposited by debris

flow. Mapping relationships in the syncline at Pointe Aubin indicate that these debris flows

seem to be restricted to the lower part of the section and seem to be roughly

contemporaneous with the thick sandstone and conglomerate beds (Fig. 5).

2.9.1.2 Tectonosomes Tectonosomes are defined as block in matrix rocks derived from an original in situ

deformation of stratigraphic units (Pini 1999). The term tectonosomes is used here instead

of terms such as broken formation, disrupted formation, or dismembered sequence

(Raymond 1984), to emphasize that tectonosomes consist of either boudinaged or

completely disrupted parts of a single lithostratigraphic unit and that the high structural

order evident at the outcrop to map scale coincides with a structural fabric.

In the study area, two tectonosome types occur along both deformed limbs of the Pointe

Aubin syncline parallel to thrust faults (Figs. 5, 7 and 8). First, blocks of thick and coarse

sandstones that we have assigned to the lithologic assemblage B of the Les Fonds

Formation occur along the southern limb of the syncline. St-Julien included these sandstone

blocks in his oligomictic unit (St-Julien 1968). The blocks are structurally ordered and

66

display a common trend and a strong preferred orientation in line with and parallel to

undisrupted sandstone beds further to the northeast (Fig. 5). Mesoscopically, they consist of

deformed competent sandstone beds that are boudinaged and completely fragmented into

sharp angular blocks and dismembered sandstone bed packages. A pervasive scaly fabric is

clearly observed within the matrix between the blocks. Nonetheless, the continuity between

competent fragmented beds is still recognizable (Fig. 5), where some isolated blocks

represent either relicts of thicker channels or fold hinges. The structural order is defined by

fragments or boudins that have long axes that coincide with the orientation of the bedding

plane along the southern limb of the syncline.

The other tectosome type occurs along the northern limb of the syncline and is made up of

tectonically juxtaposed fault slices described above (Fig. 8). Well documented criteria such

as internal continuity, highly fractured competent beds and numerous faults within

individual fault slices, triaxial geometry and common trend of slices, and a tectonized

scaly-matrix are all typical of tectonosomes (Pini, 1999). Also, contacts between individual

slices are defined by thrust faults. The rather consistent orientation of fold axes within the

individual slices (Fig. 5) refutes the slumping hypothesis for the origin of folds in the

blocks proposed by St-Julien (1968). Rather, we believe that stratal disruption resulted

from prevalent brittle, simple-shear deformation, related to boudinage, transposition of

bedding, stacking of blocks, and thrusting.

67

2.9.1.3 Origin and nature of component rocks in olistostrome and tectonosome bodies Distinguishing olistostromes from tectonosomes within the foreland sequence of the

parautochthonous zone has improved our understanding of the tectonosedimentary

evolution in this part of the transitional parautochthonous zone between the St. Lawrence

Lowlands and the allochthons. Based on sound field observations and litho- and

chronostratigraphic correlations with foreland sequences, we recognize that chaotic units at

Pointe Aubin are the result of two distinct mechanisms. The olistostromes are sedimentary

bodies interbedded within the flyschic sequence of the foreland basin and contain randomly

distributed blocks of foreland lithotypes mainly from the middle mudstone unit of the

foreland basin sequence in a mudstone to sandstone matrix typical of the turbiditic facies of

the Les Fonds Formation. Contrary to previous interpretations that proposed a sedimentary

origin for all chaotic units at Pointe Aubin (St-Julien 1968; Riva 1972; Globensky 1987),

our study shows that true olistostromal units represent only a minor proportion of the

lithological units. Rather, a large proportion of the chaotic units at Pointe Aubin have all

the main characteristics of tectonosomes and units are found within two structurally

ordered, map scale corridors along both limbs of the syncline. Tectonic mechanisms such

as folding and boudinage were entirely responsible for the development of the oligomictic

tectonosome made up of moderate to strongly deformed sandstone beds of the Les Fonds

Formation along the southern limb of the syncline.

Correlating rocks within the tectonosome slices on the northern limb of the Pointe Aubin

syncline with other known lithostratigraphic units of the autochthonous foreland basin has

always been hazardous which is why Globensky et al. (1993) assigned these rocks to the

Pointe Aubin Formation. Lithologically, each tectonosome slice contains distinct

68

lithological assemblages, either 30-100 cm thick sandstone beds, dolomitic limestone,

brown calcareous mudstone, red shale with interbedded calcarenite or slumped limestone

with shale. These lithologies are all representative of typical foreland basin lithotypes from

the lower argillaceous limestone unit as well as from the middle mudstone, or the upper

turbidite units of the Quebec foreland basin described earlier. TOC values and correlative

organic petrographic compositions determined on samples from the tectonosome black

shales are similar to those of the Utica Shale of the autochthonous platform (St. Lawrence

Lowland sensus stricto) outcropping at Montmorency Fall, 25 km northeast of Québec City

(see Fig. 2a). This indicates that the black shales in the tectonosome units at Pointe Aubin

are most likely blocks of Utica Shale from the underlying autochthonous platform. Walters

(1979) identified graptolites within fault blocks ranging from the C. americanus to the O.

ruedemanni Zone, meaning that they are in fact chronostratigraphic equivalents to the

Upper Ordovician sequences of the foreland basin. New palynological data presented here

also suggest that the tectonosome slices are imbricated foreland basin rocks that contain

chitinozoan species reported units of the Black River, Trenton, Utica and Sainte-Rosalie

groups of the Laurentian platform.

A large slice of peculiar green and black siliceous argillites and radiolarian cherts generally

assigned to the Middle Ordovician is caught up in the fault zone along the northern limb of

the Pointe Aubin syncline (Fig. 5a). This lithotype has been previously ascribed to the

Sillery Group outcropping just a few kilometers to the south in the Chaudière thrust sheet

(St-Julien 1968). However, a recent petrological and geochemical study of cherts in the

Quebec Appalachians area concluded that the chert at Pointe Aubin is of sedimentary origin

and was deposited in the foreland basin with alternating beds of black shale and limey shale

69

during the Middle Ordovician (Morin 1997). Based on these petrological, geochemical and

lithostratigraphic considerations, we assign these siliceous argillites to the middle mudstone

unit of the foreland basin, and suggest that siliceous argillites and chert were faulted to

surface from similar units from the underlying autochthonous foreland basin.

2.9.2 Structural evolution of the parautochthonous zone Different lines of evidence presented above prompt us to reevaluate St-Julien’s (1968)

interpretation of the chaotic units at Pointe Aubin with respect to the formational

mechanisms and the origin of olistostromes and tectonosomes. Olistostrome fragments,

clasts, blocks, originated from the foreland basin sequence. Likewise olistoliths and slivers

within the tectonosome bodies were the result of tectonic imbrication of the foreland basin

sequence with very little if no contribution from the far travelled allochthons. St-Julien

(1968) hypothesized that blocks, olistoliths and tectonic slices were derived from the

Chaudière thrust sheet comprising Cambrian to Lower Ordovician rocks of the Sillery

Group (St-Julien 1995). He proposed a two-stage scenario for the formation of the chaotic

units at Pointe Aubin: (1) oligomictic units resulting from submarine debris flows produced

by ploughing and scraping sediments in front of the advancing Chaudière thrust sheet, and

(2) the polymictic chaotic units that developed soon afterwards contain blocks derived from

the base of the Chaudière thrust sheet. Alternatively our model proposes: (1) tectonically

controlled deposition of turbidites of the Les Fonds Formation in the southeastern extension

of the Quebec Taconian foreland basin, (2) imbrication of the foreland basin sequence and

(3) folding, faulting and development of the parautochtonous zone.

70

2.9.2.1 Tectonic control of turbidite deposition within the foreland basin Deposition of the flyschoid sediments of the upper turbidite unit mostly occurred as

turbidity currents in the subsiding Quebec foreland basin in front of the advancing tectonic

wedge (Beaulieu et al. 1980). Submarine-fan deposits of the Sainte-Rosalie and Lorraine

groups, and the Les Fonds and Lotbinière formations composed of graywackes and

turbiditic shales were derived from orogenic sources to the east. The proximal fill consists

of coarse sandstones and shales of the Les Fonds Formation deposited into an elongate

northwest-southeast trending trough. Spatial variation of reflectance values in the Pointe

Aubin successions indicate that maximum thermal maturation of the parautochthonous

zone is due to sedimentary and/or tectonic burial.

2.9.2.2 Imbrication of the foreland basin sequence The advancing tectonic wedge imbricated the eastern part of the foreland basin where

sediments of the middle mudstone, and upper turbidite units were, in turn, deformed and

incorporated as blocks in olistostromal units deposited contemporaneously with the Les

Fonds sandstones and shales during the Late Ordovician Caradocian (C. spiniferus

graptolite zone) (Fig. 11a). Relief along fault scarps in the overthrust wedge allowed

erosion and incorporation of olistoliths, blocks and fragments within olistostromes

originating in part from older rocks of the foreland basin such as bituminous mudstone (N.

gracilis Zone) and possibly also siliceous argillites and radiolarian cherts that we assign to

the middle mudstone unit. Reflectance values suggest that folding of the entire foreland

basin sequence including the olistostromal units occurred soon after burial (Fig. 11b).

Similar relationships have been documented in the Chambly-Fortierville Syncline that

71

outcrops in the same rock section along the St. Lawrence shore, 15 km west from the

Pointe Aubin section (Héroux and Bertrand 1991).

Figure 2.11 - Structural evolution of the parautochthonous zone. (a) Growth of tectonic

wedge and deposition of olistostromes, (b) Incorporation of olistostromes within tectonic

wedge. (c) Development of tectonosomes during regional folding and out-of-sequence

thrusting along major thrust planes.

72

2.9.2.3 Structural development of the parautochthonous zone Thrust faults of the tectonic wedge evolved into major detachment zones imbricating the

entire eastern portion of the foreland basin to form what is now defined as the

parautohthonous zone (Fig. 11c). Disruption of sandstone beds like those located along the

southern limb of the Pointe Aubin syncline and fault stacking and slicing of older rocks

buried beneath the flyschic sequence occurred along the major faults and now form

structurally aligned corridors that correspond to tectonosomes along the Pointe Aubin

section.

Precise timing of the structural development of the parautochthonous zone is uncertain

although thermal maturation data presented above do give some indications. According to

reflectance values and Héroux and Bertrand’s gradient (1991) deduced for the

parautochthonous domain, maximum burial of Les Fonds Formation successions ranges

between 3.9 and 5.1 km. Maximum burial of blocks from the tectonosome slices are also

within this range, from 4.5 to 4.9 km. In order to show similar reflectance and maximum

burial, the thrusted rocks in the tectonosome slices could not have been buried very deep, or

during a very long time span, before being maturated coevally with the Les Fonds

Formation successions. In other words, disruption of the autochthonous rocks and thrusting

of the blocks must have occurred shortly after their deposition. Also, black shales in the

tectonosomes are less mature (Ro values below 1%, Fig. 10) than the correlative Utica

Shale in the autochthonous platform (revised Ro values between 1.07 and 1.19%)

outcropping on the opposite shore of St. Lawrence River, just across the river from the

Pointe Aubin section (Plage de Neuville in Bertrand 1991) (see Fig. 2a). Since Ro values of

blocks of black shale in tectonosomes are lower than the immediately surrounding

73

autochthonous black shales, the faulted blocks of the parautochthonous zone most probably

reached their actual structural position before complete burial and the thermal maturation of

the autochthonous successions, which presumably occurred during deposition of the

Lorraine and Queenstone groups in early Ashgillian time.

2.9.3 Implications for regional emplacement of thrust slices and out-of-sequence thrusting in the parautochthonous zone Lithotypes within tectonosome units at Pointe Aubin are of two types: imbricated foreland

basin turbidites and fault slices of older strata belonging to the lower argillaceous limestone

and the middle mudstone units of the foreland basin sequence. Indeed, the thrust that cuts

through the northern limb of the syncline at Pointe Aubin and highlighted by a 10 to 20 m

thick zone of fault slices represents a major structure bringing to outcrop slices of the lower

argillaceous limestone unit (C. americanus to O. ruedemanni time). As pointed out by our

palynological data, the Pointe Aubin fault juxtaposes slices of rocks that are correlative to

the Black River and Trenton limestones, as well as the Utica Shale. This suggests that

deformation of the foreland sequence of the parautochthonous zone occurred during two

distinct stages: a first stage related to deposition of olistostromes and imbrication of the

flyschoid strata of the foreland basin sequence (Figs. 11a and 11b) followed by late-stage

emplacement of thrust slices, i.e. tectonosomes, (Fig. 11c) and out-of-sequence thrusting. A

spread in orientations of folds and thrust faults in the parautochthonous zone also support

two stages of faulting.

74

Rocks of the Les Fonds Formation at Pointe Aubin display low values of thermal

maturation (Fig. 9) even though the section is located only 3 km to the north of Logan’s

Line, the northwestern limit of the taconian allochthons, and structurally underlies the

Sillery Group rocks of the Chaudière thrust sheet (Fig. 2). Ogunyomi et al. (1980)

estimated reflectance values of between 1.71 and 2.30% for the Sillery Group deep-water

clastic rocks of the Chaudière thrust sheet and concluded that thermal maturation was not

caused by thrusting (Ogunyomi et al. 1980). These reflectance data indicate maximum

burial depths of between 7 and 8 km for the Sillery Group compared to less than 5 km for

blocks within the olistostromes and tectonosomes of the parautochthonous zone in the

Québec City. Obviously, thermal maturation of the Les Fonds Formation succession

including olistostromes and tectonosomes, was not caused by overthrusting of the

Chaudière thrust sheet even though the Chaudière thrust sheet presently marks the southern

contact with the parautochthonous zone. Likewise, olistostrome blocks and tectonomes

simply can not be derived from the allochthonous Chaudière thrust sheet. For all these

reasons, we propose that imbrication of the foreland basin sequence occurred before

emplacement of the Chaudière thrust sheet to its actual position. An anomalous reflectance

value of 1,58% was however determined in the Les Fonds in the footwall of the Chaudière

thrust fault, indicating some local heating due to emplacement of the thrust sheet (Bertrand

2003, personal communication). Emplacement of the Chaudière thrust sheet has long been

interpreted as out-of-sequence, since it is thrust over and covers the parautochthonous zone

as well as the Promontoire de Québec, Lévis and Bacchus thrust sheets (Fig. 2a) (St-Julien

1995).

75

In the parautochtonous zone of the Québec City area, fault slices made up of strata from the

lower units of the foreland basin (lower argillaceous and middle mudstone unit) are unusual

and only occur at surface at Pointe Aubin. We believe that this major fault zone is similar

to other important thrust faults that define the soles of three tectonic slices, the St-Flavien,

Saint-Dominique and Philipsburg slices. Evolution of the foreland basin, structural

relationships and timing of tectonic events presented here for the Pointe Aubin

parautochthonous zone are thus relevant to better understand the emplacement of thrust

slices at a more regional scale. A complex structural history involving two-stages of

thrusting has also been proposed for the parautochthonous zone based on recent re-

evaluation of industry seismic lines located between Drumondville and Iberville (Fig. 1).

Post-stack reprocessing imaged long décollement planes and tectonic slices on the seismic

lines that define hinterland-dipping duplexes and dominate the structural style of the

parautocthonous zone (Séjourné et al. 2003). Small-scale out-of-sequence thrusts cut across

the slices at steep angles.

The St-Flavien slice (Fig. 2b) is located at depth beneath the Chaudière thrust sheet, 15 km

southeast of Pointe Aubin and hosts a natural gas reservoir that produced 5.7 Bcf and

currently serves as a gas storage facility. Like the Pointe Aubin fault, the St-Flavien fault

imbricates strata from the lowermost units of autochthonous platform in the subsurface, and

belonging to the Beekmantown dolomites, Chazy-Trenton limestones and Utica Shale (Fig.

2b). Other similar structural settings have been described in southwestern Quebec within

the Saint-Dominique and Philipsburg slices, two structural units that were emplaced

between the parautochthonous zone and the allochthons (Fig. 1). In the Saint-Dominique

76

slice, Beekmantown and Trenton group strata from the autochthonous platform sequence

were deformed during repeated thrusting events (Séjourné 2000). In the Philipsburg slice

located 30 km east of Iberville (Fig. 1), the deformation history involved regional folding

during overthrusting by the Stanbridge thrust sheet and reactivation of pre-existing faults

during thrusting of the slice over the St. Lawrence platform (Séjourné and Malo 2001).

2.9.4 Taconian mélanges in the northeastern Appalachians Olistostromes such as those found in the Taconian parautochthonous zone of Quebec and

derived from the advancing tectonic wedge also occur throughout the foreland basin

sequence in other parts of the northern Appalachians. In the Gaspé Peninsula, the Cap Chat

Mélange crops out discontinuously in the Humber Zone for over more than 200 km and is

composed of dismembered rocks of adjacent formations including rocks of the Middle

Ordovician Tourelle Formation, the first orogenic flysch in this part of the Taconian

foreland basin. The Cap Chat Mélange is interpreted as the result of tectonic processes,

involving both extensional and contractional faulting making it difficult to classify as either

a purely sedimentary or a purely tectonic mélange (Cousineau 1998). Although the exact

age of the Cap Chat Mélange is uncertain, a Lower to Middle Ordovician age (Arenigian to

Llandelian) for the blocks in the melange (Cousineau 1998) suggests that it developed

before the Pointe Aubin olistostromes and tectonosomes. In the eastern New-York

external zone, Bosworth and Vollmer (1981) and Vollmer and Bosworth (1984)

demonstrated that the dominant mechanism for mélange formation appears to have been the

tectonic disruption of beds of the synorogenic flysch sequence (Middle Ordovician). Other

Taconian chaotic units occur along the Appalachian orogen, for example the Caradocian

77

melanges of the Citadelle Formation outcropping within the Promontoire de Quebec thrust

sheet (Fig. 2) in the Québec City area (St-Julien 1995; Kirkwood et al. 2000; Gayot 2002),

and the Mid-Ordovician (Llanvirnian) Cape Cormorant Formation (Table Head Group)

(Stenzel et al. 1990; Waldron et al. 1993). These melange units differ from the Les Fonds

olistostromes since they contain limestone blocks derived from the stable platform to the

north and are interpreted as debris flows deposited at the foot of syn-depositional normal

faults. Bradley and Kidd (1991) invoked bending of the lithosphere and resulting flexure-

induced normal faults in the Taconian collisional foredeep as the preferred model for

deposition of Caradocian limestone conglomerates in the carbonate sequence of the

subsiding foreland basin.

2.10 Conclusions Detailed description of chaotic units within the parautochthonous zone of the Quebec

Appalachians and the use of Pini’s (1999) classification scheme helped distinguish

olistostromes from tectonosomes. The importance of clearly identifying processes involved

as well as determining the origin of blocks, i.e., platform, foreland basin sequence or

allochthons, was essential in unraveling timing of tectonic events and migration of the

taconian tectonic wedge onto the continental margin.

Disruption, imbrication and thrusting of the foreland basin sequence during the Caradocian

(C. spiniferus graptolite zone) are responsible for the development of chaotic units within

the flysch sequence of the Les Fonds Formation. We have distinguished the chaotic units

on the basis of processes involved during their development: (1) olistostromes are

78

sedimentary bodies emplaced by debris flows or avalanches, composed of variably sized

blocks and exclusively derived from the foreland basin; (2) tectonosomes that are strongly

deformed and tectonized foreland basin units in fault zones or along fold limbs. Structural

and lithological evidence suggests that a large proportion of the chaotic units found at

Pointe Aubin are tectonosomes that developed during the tectonic folding and fault

imbrication.

Sandstones and shales of the Les Fonds Formation of the parautochthonous zone were

deposited as turbiditic proximal fill in the Taconian foreland basin in Late Ordovician

times. Olistostromal units containing early Late Ordovician blocks of the middle mudstone,

and upper turbidite units of the foreland basin and spanning the Caradocian N. gracilis, C.

americanus, O. ruedemanni and C. spiniferus graptolite zones were deposited and

incorporated in the Les Fonds. Disruption of competent sandstone beds of the flyschic

sequence and fault stacking and slicing of older rock units occurred along major thrust

faults, and now form structurally aligned corridors of boudinaged and disrupted strata

and/or thrust slices defined as tectonosomes. Paleontological and thermal maturation data

help conclude that the tectonosome slices are imbricated foreland basin rocks that are

correlative to the Black River, Trenton, Utica and Sainte-Rosalie groups of the Laurentian

platform.

Deformation of the foreland sequence of the parautochthonous zone involved imbrication

of the flyschoid strata of the foreland basin sequence (Figs. 11a and 11b) followed by late-

stage emplacement of thrust slices, i.e. tectonosomes, (Fig. 11c) and out-of-sequence

thrusting. Thermal maturation data indicates that disruption of the autochthonous rocks and

79

thrusting of the blocks must have occurred shortly after their deposition. Contrary to what

had been previously suggested by St-Julien (1968) and Beaulieu et al. (1980), we found no

lithological, stratigraphic or structural evidence for the derivation of olistoliths from

Cambrian strata of the Chaudière thrust sheet, presently exposed immediately southeast of

the parautochthonous zone. New thermal maturation and palynological data confirm that

the blocks in the olistostromes and tectonosomes cannot be derived from the allochthonous

Chaudière thrust sheet, even though the Chaudière thrust sheet presently marks the southern

contact with parautochthonous zone. We believe that the major fault that cuts through the

northern limb of the syncline at Pointe Aubin is similar to other important thrust faults that

define the soles of three tectonic slices, the St-Flavien, Saint-Dominique and Philipsburg

slices.

2.11 Acknowledgments The study was financially supported by a Natural Sciences and Engineering Research

Council grant to Donna Kirkwood and by the Geological Survey of Canada through the

Appalachian Foreland and St. Lawrence Platform NATMAP project. The authors would

like to express their gratitude to the late Gifford Kessler of Marathon Oil for discussions on

various aspects of the Pointe Aubin melange. We also benefited from discussions with John

Riva on the significance of graptolite data and the geology of the Québec City vicinity.

Finally, we acknowledge journal referees S. Castonguay and J. Beaulieu as well as

associate editor D. Lavoie for their useful comments. This work is part of the MSc. studies

of the first author, who would like to personally thank M. Lavoie and V. Lavoie for their

80

contribution to the 2000-2001 summer field surveys and P. Therrien for technical help in

positioning and mapping.

Chapitre 3. Analyse structurale de la zone de failles imbriquées de la région de Québec

3.1 Région à l’étude

3.1.1 Style structural La zone de failles imbriquées de la région de Québec consiste en une série de

chevauchements, à vergence vers le nord-ouest, qui répètent par imbrication les faciès plus

distaux de la plate-forme du Saint-Laurent, soit géographiquement les roches à l’extrémité

Sud-Est de ladite plate-forme (St-Julien 1995). Ces chevauchements impliquent des roches

de plus en plus anciennes en allant du nord-ouest vers le sud-est, c’est-à-dire vers le front

appalachien. Par définition, la zone de failles imbriquées est limitée par deux failles de

chevauchements majeurs (figure 1.4): la ligne Logan (et la nappe de la Chaudière) au Sud-

est et la faille d’Aston au nord-ouest (Globensky, 1987, St-Julien, 1995).

En regardant plus spécifiquement le terrain à l’étude (figure 3.1 et carte 1), près d’une

dizaine de chevauchements majeurs se distinguent de la structure générale. Ils surviennent

généralement avec une même fréquence d’environ 1-2 kilomètres d’intervalle. Associés à

chacun de ces chevauchements majeurs, des plis de grande envergure sont présents tout au

long de la coupe. Avec une amplitude de près d’un kilomètre, les plis se caractérisent par

une faible plongée et un plan axial déversé vers le nord-ouest. En outre, le flanc Nord-

Ouest des plis régionaux est généralement coupé par les chevauchements, et seulement un

flanc des plis de grande envergure n’est visible sur l’affleurement, ou du moins le flanc

sud-est des plis est sur-représenté par rapport au second. Il faut noter aussi que les failles de

82

chevauchements observés sont sub-parallèles à la surface axiale des plis régionaux. Sur le

terrain, les plis observés à l’échelle mésoscopique reflètent la géométrie des structures

régionales. Ils sont de types asymétriques et leur flanc long est incliné vers le nord-ouest.

La longueur d’ondes des plis est très variable, mais sont généralement d’ordre

décimétrique.

Figure 3.1 - Coupe structurale du terrain à l’étude. Les lignes de coupes sont tracées sur la

carte 1 et les assemblages lithologiques sont définies à la figure 2.5.

La structure la plus importante du terrain à l’étude est sans nul doute le synclinal de la

Pointe Aubin (figure 2.5 et carte 1). Le pli plonge faiblement vers le sud-ouest et est

déversé vers le nord-ouest. Son flanc Nord est tout de même visible, mais une bonne partie

est tronquée par une série de chevauchements tout juste au Nord. Et au Sud-Est, un autre

83

chevauchement vient terminer le synclinal. Les strates sont majoritairement parallèles d’un

côté ou de l’autre de l’axe du synclinal, dû au déversement de ce dernier.

3.1.2 Domaines structuraux Le terrain à l’étude a été séparé en six domaines structuraux (figure 3.2), qui se succèdent

d’Ouest en Est, afin d’obtenir une meilleure uniformité dans les mesures. En effet, à prime

abord, les plis semblent changer sensiblement d’orientation, dans le sens horaire, en allant

vers l’est et le front orogénique des Appalaches. Le domaine 1 (figure 3.2) englobe la

portion du terrain entre la faille d’Aston jusqu’au premier chevauchement de la Pointe

Aubin, soit juste au nord-ouest du synclinal (Annexe). Ensuite, le corridor de failles du

flanc Nord-Ouest du synclinal de la Pointe Aubin (Annexe) est exclusivement réservé au

domaine 2 (figure 3.2). Le domaine 3 (figure 3.2) comprend le synclinal de la Pointe Aubin

(Annexe). Le domaine 4 (figure 3.2) contient la zone de plis suivant la faille marquant la

limite Sud-est du synclinal de la Pointe Aubin (Annexe). La suite de la coupe jusqu’à la

Pointe Saint-Nicolas (Annexe) appartient au domaine 5 (figure 3.2). Et enfin, le domaine 6

(figure 3.2) inclut tout le reste de l’affleurement jusqu’à la faille Logan (Annexe) que l’on

peut voir traverser les falaises, soit là où le passage de cette faille est le plus en évidence

aux environs de Québec.

84

Figure 3.2 – Les six domaines structuraux du terrain à l’étude.

3.2 Analyse structurale de la région à l’étude

3.2.1 Plis Les éléments structuraux reconnus dans la région pour l’étude des plis sont la stratification

(S0), le clivage (S1), la charnière (B1) ainsi que la surface axiale des plis mésoscopiques. En

tout, près de 800 mesures d’orientation des différents éléments structuraux relevés sur le

terrain ont été reportées par projection stéréographique sur un canevas équiaire de Schmidt.

Il est à noter que seules les données recueillies entre 2000 et 2002 ont été utilisées pour

cette analyse. Une évaluation des divers paramètres statistiques reflétant l’orientation

moyenne de chacun des éléments structuraux a été faite, préalablement divisés en six

domaines structuraux, discuté ci-haut au point 3.1.2. Ces projections et statistiques sont

données aux figures 3.2, 3.3, 3.4, 3.5 alors que le tableau 3.1 en fait le résumé. Certaines de

ces projections ne comportent qu’un nombre très restreint de mesures, mais ont été données

85

ici à titre indicatif car elles reflètent malgré tout l’orientation moyenne des structures

régionales.

S0 S1 Axes de plis Plans axiauxDomaine 1 212/09 - 219/11 036/45Domaine 2 042/03 044/69 044/26 046/89Domaine 3 055/14 - 219/05 043/84Domaine 4 056/12 042/86 045/03 236/89Domaine 5 229/17 041/89 229/13 050/68Domaine 6 058/07 053/82 058/08 055/82

Tableau 3.1 - Récapitulatif des résultats des analyses stéréographiques des plis.

L’analyse statistique de l’orientation des pôles à la stratification (πS0) montre d’abord

qu’ils sont presque entièrement tous concentrés dans un même quadrant, soit celui Nord-

Ouest, ce qui indique que le grain de la roche s’oriente globalement vers le nord-est et est

modérément à fortement incliné vers le sud-est. Ainsi, les deux flancs des plis se retrouvent

indistinctement dans ce même quadrant. Il en va de même pour tous les domaines. Ceci est

dû au caractère déversé des plis de la région. Concernant particulièrement les domaines 2 à

6, les pôles à la stratification ne se disposent pas clairement autour d’un grand cercle, mais

plutôt sur une plage plutôt étendue, ce qui laisse présager qu’à l’intérieur de ces domaines,

la déformation n’est pas uniforme ou, du moins, les données montrent que les plis ne

seraient pas parfaitement cylindriques et même pas du tout. Comme le définissent bien

Ramsay et Huber (1987), lorsque plus de 90% des données tombent à l’intérieur d’un angle

de 10° avec le meilleur grand cercle aux pôles de la stratification (πS0), nous pouvons

86

utiliser le terme cylindrique pour décrire nos plis. Dans ce cas-ci, la majorité des données

tombent à l’extérieur de cette limite et nous pouvons alors dire que les données recueillies

ne nous indiquent pas que les plis sont cylindriques.

Le pôle (π) du meilleur grand cercle aux pôles de la stratification (πS0) de chacun des

domaines varie légèrement d’Ouest en Est. En effet, une différence de plus de 25° sépare le

domaine 1 du domaine 6 et on remarque ainsi une légère rotation des πS0 dans le sens

horaire. La même observation est notée en ce qui a trait aux axes de plis moyens (β) de

chacun des domaines, suivant un éventail de N039 à N058 pour les domaines 1 à 6.

D’ailleurs, la moyenne statistique des pôles (π) du meilleur grand cercle aux pôles de la

stratification (πS0) de chacun des domaines nous donne des résultats très similaires aux

axes de plis moyens (β) des domaines respectifs, ce qui est, par définition, normal.

Les axes de plis montrent des orientations très diverses de plongement faible à modéré et

ce, à l’intérieur de chacun des domaines. L’analyse statistique permet de constater que l’axe

de plissement (que ce soit π ou bien β) a tendance, dans un même domaine, à plonger tantôt

vers le nord-est, tantôt vers le sud-ouest. Ce phénomène est particulièrement frappant à

l’intérieur des domaines 2, 3 et 6. Cette caractéristique est typique des zones de failles

imbriquées où l’on retrouve généralement des plis droits et à faible plongée. Ainsi, certains

plis peuvent facilement avoir une double-plongée suite à une simple petite variation de

degrés de plongée dû principalement à une ondulation de l’axe de la charnière.

87

Figure 3.3 - Projections stéréographiques des pôles des plans de stratification.

Figure 3.4 - Projections stéréographiques des pôles des plans de clivage.

89

Figure 3.5 - Projections stéréographiques des axes de plis.

90

Figure 3.6- Projections stéréographiques des pôles des plans axiaux des plis.

91

3.2.2 Failles Au total, plus de 225 mesures d’orientation de plans de faille relevées sur le terrain ont été

reportées par projection stéréographique sur un canevas équiaire de Schmidt. Encore une

fois, seules les données recueillies entre 2000 et 2002 ont été utilisées pour cette analyse.

L’évaluation des divers paramètres statistiques reflétant l’orientation moyenne de chacun

des plans de faille a été faite conformément à la méthodologie adoptée pour l’analyse des

plis, c’est-à-dire en utilisant les mêmes domaines structuraux. Ces projections et statistiques

sont donnés aux figures 3.6 et 3.7. Certaines de ces projections ne comportent qu’un

nombre très restreint de mesures, telles les failles normales, mais ont été données ici à titre

indicatif car elles reflètent malgré tout l’orientation moyenne des structures régionales.

3.2.2.1 Chevauchements Nous retrouvons une certaine constance en ce qui a trait aux chevauchements d’un domaine

à l’autre. L’analyse statistique de l’orientation des pôles en plans de chevauchement montre

que les données sont particulièrement concentrées dans le quadrant Nord-Ouest. Malgré

que les données soient distribuées sur une plage étendue, l’orientation moyenne des plans

de chevauchement est grosso modo NE-SO. Il est à noter qu’un nombre non-négligeable de

plans de faille a une vergence opposée à l’avant-pays, soit vers le Sud-Est (Figures 3.7 et

3.8).

92

3.2.2.2 Décrochements Dans le cas des décrochements, l’analyse est beaucoup plus difficile. Il y a d’abord moins

de données et elles s’éparpillent un peu partout. Les décrochements senestres se

concentrent davantage dans le quadrant Sud-Ouest, tandis que les décrochements dextres se

situent plutôt dans le quadrant Nord-Est.

93

Figure 3.7 - Projections stéréographiques des plans de failles pour les domaines 2 à 4. N.B.

Les (▲) représentent les décrochements senestres et les (■), les décrochements dextres.

94

Figure 3.8 - Projections stéréographiques des plans de failles pour les domaines 5 et 6. N.B.

Les (▲) représentent les décrochements senestres et les (■), les décrochements dextres.

95

3.3. Discussion Selon Jackson (1980), la structure et la stratigraphie des chevauchements dans l’avant-pays

orogénique est partiellement le produit de la réactivation de failles normales préexistantes

dans le socle. Blisniuk et al. (1998) et Scisciani et al. (2001) s’accordent à dire que ces

failles normales viennent en jeu dans le bassin d’avant-pays lors du passage du bombement

périphérique à l’intérieur de celui-ci, causé par la collision des allochtones avec la marge

continentale. Les failles normales initiées dans les bassins d’avant-pays se développent

principalement en domino vers l’arrière-pays et sont contemporaines avec la sédimentation

des shales noirs ainsi que des flyschs à l’intérieur du bassin d’avant-pays (Bradley et Kusky

1986). Également, ces failles normales sont liées par des failles transverses, qui par

définition sont perpendiculaires aux structures dominantes. Les chevauchements qui se

propagent ensuite à l’intérieur du bassin d’avant-pays réactivent ces structures transverses

qui ont comme fonction de déplacer et de découper les roches au-dessus en rampes

parallèles (Tavarnelli 1999). La réactivation des structures précédant l’arrivée des

chevauchements explique pourquoi il est souvent difficile, sinon impossible, de reconstituer

l’histoire de ces structures et donc des ceintures orogéniques. C’est principalement dû au

fait qu’à l’intérieur des écailles de chevauchement, les failles normales réactivées sont

généralement sub-parallèles à l’axe d’allongement du bassin d’avant-pays, donc orientées

de la même manière que les structures engendrées par la déformation dominante de la

convergence. En effet, Butler (1989), Blisniuk et al. (1998), Brown et al. (1999) de même

que Scisciani et al. (2001) ont tous démontré que ces failles normales sont par la suite

détruites ou tout simplement masquées par la géométrie complexe de l’imbrication et des

chevauchements hors-séquence qui prennent place par la suite.

96

La ceinture de collision taconique que nous retrouvons ici au Québec, mieux connu sous le

nom de zone de failles imbriquées ou bien, du point de vue stratigraphique, de domaine

parautochtone, se retrouve également en Nouvelle-Angleterre où elle a été largement citée

et reconnue comme étant une relique typique d’une marge de collision (Stanley et Ratcliff

1985). Récemment, une compilation de nouvelles cartes géologiques de cette région a été

réalisée par Hayman et Kidd (2002). Ils ont identifié des failles transverses qui initialement

ont eu un mouvement normal, dont le jeu s’est largement fait pendant le développement de

l’avant-pays taconique précédant les chevauchements, qui ont été subséquemment

réactivées et puis ont traversé les couches stratigraphiques supérieures. Hayman et Kidd

(2002) suggèrent que le système de chevauchements taconiques contienne de multiples

exemples de déformations syn-sédimentaires, de chevauchements précoces, de failles

normales, d’inversion tectonique (Figure 3.9) et de chevauchements hors-séquences.

Figure 3.9 – Inversion tectonique (Ramsay et Huber, 1987).

97

Lors des cinquante dernières années, le Sud du Québec a été la cible de plusieurs

campagnes d’exploration pétrolières et gazières. Ces programmes ont mené à des

découvertes au cœur d’écailles de carbonate imbriquées le long du front structural des

Appalaches, et contenues à l’intérieur du domaine parautochtone (Morin 2000). Dès lors, il

a été convenu qu’une meilleure connaissance de l'évolution structurale des écailles de

carbonate le long du front structural des Appalaches était nécessaire. Notamment, il a été

démontré que les structures d’extension contenues à l’intérieur de la séquence de plate-

forme ont joué un rôle prépondérant sur le développement ultérieur des structures de

compression et que cette caractéristique a été longtemps sous-estimée (Séjourné et al.

2003). En effet, le style structural défini à l’est de la Faille d’Aston est dominé par de longs

plans de décollement qui définissent la semelle d’écailles tectoniques empilées en duplex et

de vergence vers l’arrière-pays. À l’aide de données récentes de sismique réflexion,

Séjourné et al. (2003) ont remarqué que des failles syn-sédimentaires étaient actives depuis

de dépôt du Groupe de Potsdam et au-moins jusqu’au dépôt du Groupe de Trenton. Des

failles normales se propagent aussi dans les molasses et les flyschs sus-jacents, et les failles

antithétiques sont plus courantes que les études précédantes ne le laissaient soupçonner.

Aussi, des failles normales sont recoupées par des chevauchements, autre indication

d’inversion tectonique ou du moins du rôle important joué par les failles normales lors de la

phase de compression.

3.3.1 Évolution structurale Les axes de plis montrent des orientations très diverses à plongement faible à modéré

variant généralement d’Ouest en Est. Ceci peut être expliqué par des plis P2, non discernés

sur le terrain et quasi-parallèles aux plis P2, ayant pu causer une réorientation des éléments

98

structuraux D1. Malgré cet exemple, peu d’évidences de terrain nous suggèrent directement

la présence de plis de deuxième phase ayant pu causer une réorientation des éléments

structuraux D1, malgré le fait que les données nous laissent fortement supposer cette

hypothèse.

Mais à un endroit en particulier, dans la section ouest du terrain à l’étude (domaine 1), des

patrons d’interférences à grande échelle sont visibles même sur des photographies

aériennes et suggèrent fortement l’arrivée d’une deuxième déformation (Figure 3.10).

Figure 3.10 – Patron d’interférences sur le terrain à l’étude.

99

Toutefois, les nombreuses failles de chevauchement découpant le terrain à l’étude ont fort

probablement contribué à une rotation des éléments structuraux les uns par rapport aux

autres, ce qui fait que les domaines définis dans la zone de failles imbriquées sont trop

larges pour parvenir à une analyse significative, en ce qui a trait à la cinématique régionale.

Un phénomène tardif de replissement, tel l’arrivée hors-séquence de la nappe de la

Chaudière, peut très bien avoir eu lieu, tel qu’il est suggéré notamment par la dispersion des

orientations des axes de plis. Il est néanmoins difficile de déterminer si la phase D2 n’était

due qu’à des effets locaux liés aux failles de chevauchement à l’intérieur du domaine

parautochtone ou si cette deuxième phase a un effet régional qui expliquerait l’orientation

anormale des structures de la zone de failles imbriquées par rapport aux structures

appalachiennes voisines.

Il ne faut pas s’étonner de retrouver un effet d’évasement des données et même une

deuxième déformation car la zone de failles imbriquées a été susceptible d’enregistrer une

grande variété d’événements géologiques, ce qui fait son intérêt et sa complexité. Elle a

sans doute subi, à intensité variable, la déformation de chacune des mises en place des

nappes. Notamment, la figure 3.11 nous montre que les caractéristiques structurales des

nappes de la région de Québec permettent de les diviser en deux groupes en fonction de

l’orientation des éléments structuraux qui les caractérisent. Le groupe 1 (nappe du

Promontoire de Québec, Nappe de Lévy et la Nappe de Bacchus), où les éléments

structuraux sont orientés Nord-Sud et légèrement déversé vers l’ouest, montre une direction

de raccourcissement Est-Ouest. Le Groupe 2 (écaille de Ste-Pétronille et la nappe de la

Chaudière) où les structures montrent une direction de raccourcissement Nord-Ouest/Sud-

100

Est. La zone de failles imbriquées entrerait dans le groupe 2, mais il est intéressant de voir

que le groupe 1 a sans doute laissé sa trace aussi dans la zone de failles imbriquées.

Figure 3.11 – Stéréogramme des pôles aux plans de stratifications des principales nappes de

la région de Québec, tiré de St-Julien (1995).

Et puis comme la nappe de la Chaudière semble être le dernier mouvement qui ait affecté

l’ensemble des nappes allochtones de la région de Québec, il n’est donc pas surprenant que

les éléments des plis observés au sein de la zone de failles imbriquées s’apparentent, à

101

première vue, à ceux de la nappe de la Chaudière car cette dernière est en contact direct

avec celle-ci et a dû effacer, ou du moins réorienter les éléments précédents.

3.3.2 Modèle tectonique Il est clair que la zone de failles imbriquées n’a pas été formée qu’en une seule étape. Elle

n’a peut-être pas subi deux épisodes de déformation claires et distinctes, mais le résultat

s’en apparente. Premièrement, il y a deux types de tectonosomes retrouvés sur le terrain:

ceux très boudinées et ceux se retrouvant à l’intérieur d’une écaille de carbonate le tout

dans la séquence de flysch. La déformation de la séquence d’avant-pays du domaine

parautochtone a d’abord impliqué une imbrication de ces strates à l’intérieur des strates de

flysch plus jeunes, suivie ensuite par un emplacement tardif des tectonosomes sous formes

d’écailles à l’intérieur de la séquence flyschique, puis un chevauchement hors-séquence

possible de la nappe de la Chaudière.

Figure 3.12 – Modèle tectonosédimentaire de la zone de failles imbriquées des Appalaches

québécoises de la région de Québec.

102

Conclusions L’étude stratigraphique et l’analyse structurale de la zone parautochtone des Appalaches

taconiennes dans la région de Québec a permis de préciser l’histoire tectonique de la région

étudiée et d’en arriver aux conclusions suivantes:

1. La révision de la nomenclature de la stratigraphie du parautochtone a d’abord

permis de résoudre divers malentendus sur l’emploi de certaines formations. Nous

suggérons l’emploi de Formation de Les Fonds strictement pour le domaine

parautochtone et le Lotbinière, pour l’autochtone. La Formation d’Aubin a été

abandonnée, tout comme le mélange de la Pointe Aubin, qui n’est pas réellement un

mélange sédimentaire, mais bien une zone tectonisée avec des séquences

d’olistostromes. L’étude de la lithostratigraphie du parautochtone et de sa

nomenclature a permis de diviser en trois unités lithostratigraphiques diachroniques

le bassin d’avant-pays taconien du Québec: (1) une unité basale dominée par des

calcaires argileux; (2) une unité médiane dominée par des mudstones; et (3) une

unité sommitale dominée par des turbidites.

2. Au sein de l'unité sommitale se sont développées des unités chaotiques qui se

distinguent sur la base des processus à l’origine de leur formation. (1)

Olistostromes: corps sédimentaires mis en place par des coulées de débris ou des

avalanches, composés de blocs de tailles variables, presque exclusivement dérivés

du bassin d’avant-pays même. (2) Tectonosomes: unités du bassin d’avant-pays très

fortement déformées et tectonisées localisées dans des zones de failles ou le long de

103 flancs de plis qui sont le résultat de boudinage, d’imbrication et de chevauchement.

La description détaillée des unités chaotiques retrouvées à l’intérieur de la zone

parautochtone des Appalaches québécoises et l’utilisation de la classification de

Pini (1999) ont permis de distinguer les olistostromes des tectonosomes (Figures

4.1, 4.2 et tableau 4.1) et surtout de mieux comprendre l’histoire

tectonosédimentaire du domaine parautochtone, tels l’origine des blocs, la

succession des événements tectoniques et la migration du prisme tectonique sur la

marge continental.

3. Contrairement à ce qui avait été précédemment suggéré, nous n’avons trouvé

aucune évidence lithologique, stratigraphique ni structurale indiquant que les

olistolithes seraient dérivés en fait des strates cambriennes de la Nappe de la

Chaudière, actuellement au contact sud-est immédiat de la zone parautochtone.

4. Les relations chronologiques suggèrent 2 phases distinctes de déformation: une

première phase reliée à l’imbrication de la séquence du bassin d’avant-pays et à

l’emplacement des allochtones les plus externes suivie par une étape plus tardive

avec le chevauchement hors-séquence de la Nappe de la Chaudière au-dessus de la

zone parautochtone précédemment imbriquée et transportée par les allochtones

externes.

104

Figure 4.1 - Mécanismes de formation des olistostromes versus les tectonosomes (Pini,

1999).

Définition Mécanismes de formation

Caractéristiques communes

Caractéristiques mésoscopiques

Caractéristique à l'échelle de la carte

Olis

tost

rom

es

Corps sédimentaires chaotiques

Dépôts syn-sédimentaires (coulées de débris) reliés à des épisodes de bris de pente au front d'un système de chevauchement.

Distribution chaotique des blocs; Matrice bréchique

Concordants (interdigités dans la séquence)

Tec

tono

som

es

Blocs dérivant d'une unité lithostratigraphique très tectonisée

Déformation cassante en cisaillement simple reliée à du boudinage, plissement, imbrications et chevauchements.

Distribution des blocs strurallement ordonné; Orientation préférentielle des blocs parallèlement avec les plans de litage; Fabrique écaillée (scaly fabric ); Géométrie triaxiale en losange et allongée des blocs; Matrice parallèle aux blocs.

Discordants (recoupent la séquence); Corridor de déformation intense

Présence de blocs dans une matrice argileuse; Disposition chaotique apparente des blocs.

Tableau 4.1 – Tableau descriptif des similitudes et différences entre les olistostromes et les tectonosomes.

105

Figure 4.2 - Environnement de dépôts des olistostromes et des tectonosomes (Pini, 1999).

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Annexe N.B. Les cartes suivantes sont dans la projection UTM nad 83 zone 19.

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