Complexe de Ntshuku
Étiquette stratigraphique : [ppro]nts
Symbole cartographique : pPnts

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Subdivision(s) informelle(s)
La numérotation ne reflète pas nécessairement la position stratigraphique.
 
pPnts3 Marbre et roches calcosilicatées
pPnts2 Amphibolite
pPnts1 Métavolcanoclastite, schiste et gneiss œillés, porphyre à quartz et feldspath
 
Auteur :Van der Leeden, 1994
Âge :Paléoprotérozoïque
Coupe type :Aucune
Région type :Région du lac de la Hutte Sauvage (feuillet SNRC 24A02)
Province géologique :Province de Churchill
Subdivision géologique :Domaine lithotectonique de Mistinibi-Raude
Lithologie :Roches volcano-sédimentaires
Type :Lithostratigraphique
Rang :Complexe
Statut :Formel
Usage :Actif

 

 

Historique

Le terme Complexe de Ntshuku a été introduit par van der Leeden (1994) dans la région du lac de la Hutte Sauvage à la suite des travaux de terrain de l’été 1983 (van der Leeden, 1984). Le Complexe de Ntshuku a été prolongé vers le sud par Girard (1990a). Une étude pétrologique et géochimique détaillée du Ntshuku a été réalisée dans le cadre d’un projet de fin d’études universitaires (Germain, 2017).

Cette unité porte le nom du lac Ntshuku Ministuku localisé dans le feuillet 24A02.

Description

Le Complexe de Ntshuku comprend trois unités : 1) une unité de métavolcanoclastite, de schiste et de gneiss œillés et de porphyre à quartz et feldspath, 2) une unité d’amphibolite et 3) une unité de marbre et de roches calcosilicatées. Ces trois unités sont interstratifiées entre elles à une échelle qui varie de centimétrique à kilométrique. La déformation au sein de ces unités est variable; la transition entre les lithologies foliées et mylonitiques s’effectue de manière graduelle sur quelques décimètres à plusieurs mètres. La description des unités est en grande partie tirée de van der Leeden (1994) et de Girard (1990a et 1990b).

Complexe de Ntshuku 1 (pPnts1) : Métavolcanoclastite, schiste et gneiss œillés, porphyre à quartz et feldspath

L’unité pPnts1 correspond aux unités C2a et C2b de van der Leeden (1994 et 1995) et C-2 de Girard (1990a). Le degré de déformation est généralement intense, mais on observe par endroits des lambeaux centimétriques à hectométriques non déformés où il est encore possible de discerner les structures primaires (Girard, 1990a). Le litage régulier et rythmique lorsque non déformé devient contourné et plissoté avec l’augmentation de la déformation. De plus, la déformation entraîne une diminution de la granulométrie et de l’abondance des cristaux, laissant place à une recristallisation mylonitique sous la forme de filonnets. Cette unité se caractérise aussi par une alternance métrique à décamétrique de niveaux de métavolcanoclastite avec ou sans cristaux et de niveaux d’amphibolite. Des méta-arkoses et quelques niveaux de chert sont rapportés localement (Girard, 1990a).

Les métavolcanoclastites sont caractérisées par la présence de 5 à 60 % d’yeux (cristaux) ou de fragments lithiques blancs (lapillis) de 1 à 40 mm dans une matrice grisâtre ou crème à grain très fin à moyen. Les fragments plus grands que 64 mm sont rares. Les cristaux de forme arrondie à subanguleuse sont couramment déformés et étirés. Les bordures sont communément corrodées et coupées par les minéraux métamorphiques de la matrice. Ils sont principalement composés de plagioclase (andésine) associé à des quantités moindres d’orthose, de microcline et de quartz. Le litage centimétrique dans les métatufs est marqué par les variations de la taille et la teneur des cristaux. Les fragments lithiques sont formés, par ordre d’importance, de l’assemblage orthose perthitique-plagioclase et plagioclase-quartz. On reconnaît également quelques rares fragments de composition dioritique. Étant donné la granulométrie fine de la matrice, van der Leeden (1994) considérait que les fragments n’étaient pas d’origine métamorphique. Le protolite pourrait être un tuf à lapillis, un grès tufacé ou un grès conglomératique à cailloux polygéniques. Les métavolcanoclastites sont majoritairement de composition dacitique, localement rhyodacitique ou andésitique. Elles renferment de 4 à 25 % de minéraux mafiques, principalement de la biotite brune ou verte avec localement de la hornblende et du grenat. La biotite définit la foliation et se concentre en lamines ou dans certains rubans ou niveaux. Une foliation secondaire, à 30° à 45° de la foliation principale, et du rubanement sont habituellement observés. La hornblende forme localement de petits pœciloblastes étirés dans la foliation. Les minéraux accessoires sont abondants et comprennent la zoïsite, la muscovite, la chlorite, l’allanite, le sphène, les minéraux opaques et le zircon. Ils forment généralement des cristaux millimétriques concentrés dans des lamines. Le plagioclase est couramment séricitisé.

Par endroits, les métavolcanoclastites ne contiennent pas de cristaux. Elles sont alors essentiellement de composition quartzofeldspathique, hololeucocrates et de couleur gris crème clair. Girard (1990a) mentionne aussi la présence de niveaux phylliteux et graphiteux en contact graduel sur quelques décimètres avec les métatufs à cristaux. Ces niveaux phylliteux sont friables, gris, bruns ou rosâtres en surface fraîche. Une patine d’altération rouille est courante. La roche consiste en microlithons millimétriques quartzitiques ou quartzofeldspathiques alternant avec des microlithons phyllosilicatés. La fraction phylliteuse se compose principalement de muscovite-biotite associées à de la chlorite en quantité mineure. L’épidote et le grenat sont occasionnels. Une altération en mica blanc se superpose couramment à cet assemblage. La déformation se manifeste par une recristallisation en rubans, une schistosité très bien développée et la présence de plusieurs générations de clivages et de crénulations. Le protolite serait principalement une roche volcanoclastique riche en cendres et en matériel pélitique. Les niveaux graphiteux représentent un faciès extrêmement friable de roche blanche farineuse à patine rouille. Ils ont été observés à proximité de zones minéralisées, à l’interface entre des amphibolites et des métatufs à cristaux. Ces roches se composent de quartz en rubans, de feldspath résiduel saussuritisé et de micas (séricite, muscovite et fuschite).   

Les schistes et les gneiss œillés sont de composition pélitique ou semi-pélitique. Ces roches à grain fin sont gris ou brun pâle. Les yeux de feldspath, de quartz et de fragments lithiques ont une longueur comprise entre 1 à 15 mm, la plupart formant des losanges de 1 à 3 mm de long. Van der Leeden (1994) interprétait une origine volcanique ou détritique pour ces fragments en basant sur les arguments suivants : 1) les schistes et les gneiss sont localement intercalés avec les métabasaltes; 2) les yeux ne présentent pas les caractéristiques attribuables à une remobilisation métamorphique ou à un boudinage. Les lits sont généralement minces et on reconnaît localement des laminations. Au nord du lac Ntshuku Ministuku, un niveau de schiste à muscovite d’environ 3 m d’épaisseur contient de nombreux blocs lithiques felsiques atteignant 15 cm de long.

Finalement, des niveaux décimétriques à métriques de monzodiorite quartzifère porphyrique (QFP) sont intercalés dans les autres faciès de l’unité pPnts1. La matrice est granoblastique, fine à très fine et de couleur gris moyen. La roche contient 10 à 20 % de phénocristaux de plagioclase (localement quartz et microcline) de 0,5 à 1 cm de longueur qui forment des porphyroclastes par endroits. Elle renferme environ 25 % de minéraux mafiques (biotite brune et hornblende) montrant une orientation préférentielle définissant la foliation. La hornblende est présente dans la matrice, mais aussi en phénocristaux pœcilitiques contenant de nombreuses inclusions de quartz, de feldspath, de sphène, de biotite et de zircon. La biotite forme de petits feuillets dispersés. La monzodiorite quartzifère renferme toujours de gros grains d’allanite entourés d’épidote et du sphène. Les autres minéraux accessoires sont le grenat, l’apatite et les minéraux opaques.

 

Complexe de Ntshuku 2 (pPnts2) : Amphibolite

L’unité pPnts2 correspond aux unités C1a et B1 de van der Leeden (1994, 1995) et C-1 de Girard (1990a). L’amphibolite est foliée, équigranulaire et à grain très fin à moyen. Sa couleur est gris foncé à noire en surfacée altérée et gris foncé verdâtre en surface fraîche. Elle est généralement massive ou rubanée, mais montre localement des formes ellipsoïdales ressemblant à des coussins. Un faciès laminé (tuf mafique) et des brèches de coulée ont été observés par endroits (Girard, 1990a). Les amphibolites forment aussi des niveaux décamétriques de brèches à fragments centimétriques à métriques, anguleux à oblongs, au sein des volcanoclastites. Quelques brèches sont autoclastique et reprises par la déformation, mais la majorité sont d’origine tectonique et sont associées à des zones de cisaillement. L’amphibolite renferme 60 à 85 % d’amphibole. Le plagioclase est variablement saussuritisé.

Différents assemblages minéralogiques ont été décrits par Girard (1990a) : 1) hornblende vert andésine; 2) plagioclase calcique (bytownite-anorthite)-phlogopite-trémolite-grenat-sphène; et 3) ouralite-andésine. 

Le premier assemblage est le plus commun. Ces amphibolites contiennent aussi localement de l’anthophyllite, de la pistachite, de la trémolite, de l’allanite, du grenat, de la trémolite, de la chlorite, de la calcite et du quartz. Les minéraux accessoires sont l’apatite, le sphène, le zircon et les minéraux opaques (pyrrhotite, chalcopyrite et magnétite). Des nodules millimétriques composés d’anthophyllite-trémolite-quartz et des gloméroporphyroblastes de hornblende d’habitus similaire remplacent l’augite de manière pseudomorphique. Diverses structures volcaniques primaires sont reconnaissables. On reconnaît quelques niveaux de brèches autoclastiques ou hyaloclastiques à fragments anguleux d’amphibolite décimétriques flottant dans une matrice de composition quartzofeldspathique à grenat, amphibolitique ou carbonatée. Ces brèches se trouvent à l’interface amphibolite-volcanoclastite ou à l’intérieur des massifs d’amphibolite. L’angularité des fragments et le peu d’évidences de déformation ductile semblent indiquer un mode de fragmentation synvolcanique plutôt que tectonique. 

Le deuxième assemblage minéralogique est observé dans une amphibolite mésocrate laminée et foliée. Cette roche équigranulaire et à grain fin est grise en cassure fraîche et rouille en surface d’altération. Elle se présente en niveaux métriques à l’intérieur de l’amphibolite du premier type. En plus des minéraux caractéristiques de l’assemblage, elle contient de faibles quantités de biotite, de hornblende, de rutile, de pyrrhotite et de zircon. La microstructure est granoblastique à lépidoblastique.

Le troisième assemblage est peu abondant. L’amphibolite massive est équigranulaire, à grain fin et de couleur verte. La hornblende est vert pâle, en plages polycristallines et montrent des bordures irrégulières et interpénétrées. Les minéraux accessoires sont la pyrite, la pyrrhotite, l’épidote, l’apatite et le sphène.

Complexe de Ntshuku 3 (pPnts3) : Marbre et roches calcosilicatées

L’unité pPnts3 correspond à l’unité C2c de van der Leeden (1994, 1995). Le marbre contient principalement de la calcite associée au clinopyroxène et à des traces de micas et de grenat. En plus de ces minéraux, les roches calcosilicatées contiennent de l’olivine, du feldspath et du quartz. Des concentrations de minéraux calcosilicatés forment localement des niveaux qui donnent un aspect lité à la roche.

Épaisseur et distribution

Le Complexe de Ntshuku est localisé dans la partie centre-ouest du Domaine lithotectonique de Mistinibi-Raude (Charette et al., 2019), immédiatement à l’est du Zone de cisaillement de la Rivière George. Il comprend deux corps principaux orientés NNW-SSE, respectivement de 20 km sur 6,8 km et de 19 km sur 2,5 km. Il comprend aussi plusieurs petits lambeaux de 1 à 5 km de longueur sur quelques centaines de mètres à 1 km de largeur. Les unités pPnts1 et pPnts2 occupent respectivement des superficies de 78 km2 et de 31 km2, alors que l’unité pPnts3 couvre moins de 1 km2.

Datation

L’âge autour de 2374 Ma obtenu sur l’échantillon 2016-RG-5007-A est interprété comme celui du volcanisme (Davis, communication personnelle). Des surcroissances à 2318 Ma, caractérisées par des rapports Th/U typiques des zircons magmatiques, pourraient indiquer que la roche a subi un certain degré de fusion partielle ou que le magma primaire serait issu de la remobilisation d’une roche plus ancienne. La datation d’un échantillon provenant d’un niveau de monzodiorite porphyrique considéré par Corrigan et al. (2018) comme un équivalent de la Suite intrusive de Pallatin (pPpal3) confirme les âges de cristallisation et de métamorphisme du Ntshuku. Charette et al. (2019) ont cependant choisi d’assigner ces minces niveaux porphyriques à matrice fine interstratifiés dans les séquences volcaniques au Complexe de Ntshuku.

Système isotopiqueMinéralÂge de cristallisation (Ma)(+)(-)Âge métamorphique (Ma)(+)(-)Référence(s)
U-PbZircon2373,72,82,82317,94,84,8Davis, communication personnelle  
U-PbZircon237377231788Corrigan et al., 2018

Relation(s) stratigraphique(s)

Le Complexe de Ntshuku est en contact de faille avec les complexes d’Advance, à l’ouest, et de Mistinibi, à l’est. Malgré la déformation intense, Girard (1990a et 1990b) n’a reconnu aucun dédoublement, inversion ou bris importants de la stratigraphie au sein du Ntshuku. Il propose aussi une ébauche de colonne stratigraphique indiquant une épaisseur totale prétectonique comprise entre 4 et 9 km. Les roches volcanoclastiques sont interprétées comme d’origine pyroclastique en raison de la régularité du litage, de la granulométrie fine, de l’absence de fragment lithique et de la vésiculation dans les niveaux effusifs. La mise en place de ces pyroclastites implique une fragmentation hyaloclastique du magma sans dégasification explosive et une déposition des cendres et des lapillis dans un contexte de coulée de débris. Cette séquence se serait édifiée en milieu marin profond, les structures volcaniques impliquant un minimum de quelques centaines de mètres de profondeur d’eau.

L’interdigitation des filons-couches et des massifs tabulaires de 2 à 10 m d’épaisseur de la Suite intrusive de Pallatin (pPpal) avec les unités du Complexe de Ntshuku, les contacts parfois graduels entre ces deux lithologies, ainsi que le contrôle de la géométrie des intrusions par l’encaissant semblent indiquer une mise en place hypabyssale des roches subvolcaniques du Pallatin dans le Ntshuku. Étant donné la déformation observée au sein des deux unités, l’alternance entre ces unités pourrait aussi être d’origine tectonique (van der Leeden, 1995).

Paléontologie

Ne s’applique pas. 

Références

Auteur(s)TitreAnnée de publicationHyperlien (EXAMINE ou Autre)
CORRIGAN, D. – WODICKA, N. – McFARLANE, C. – LAFRANCE, I. – VAN ROOYEN, D. – BANDYAYERA, D. – BILODEAU, C.Lithotectonic framework of the Core Zone, Southeastern Churchill Province. Geoscience Canada; volume 45, pages 1-24.2018Source
GERMAIN, R.Ntshuku et Tunulic : comparaisons pétrologiques et lithogéochimiques. Université du Québec à Montréal; projet de fin d’études, 83 pages2017
GIRARD, R.

Évidence d’un magmatisme d’arc protérozoïque inférieur (2.3 Ga) sur le plateau de la rivière George. Geoscience Canada volume 17, pages 217-222.

1990bSource
GIRARD, R.Géologie de la région de la rivière Déat. Ministère de l’Énergie et des Ressources, Québec; MB 90-15, 154 pages, 2 plans.1990aMB 90-15
CHARETTE, B. – LAFRANCE, I. – VANIER, M.-A. –  GODET, A.Domaine de Mistinibi-Raude, sud-est de la Province de Churchill, Nunavik, Québec, Canada : synthèse de la géologie. Ministère de l’Énergie et des Ressources naturelles, Québec.2019Bulletin géologiQUE
VAN DER LEEDEN, J.Géologie de la région du lac Mistinibi, Territoire du Nouveau-Québec. Ministère des Ressources naturelles, Québec; MB 95-45, 107 pages, 3 plans.1995MB 95-45
VAN DER LEEDEN, J.Géologie de la région du lac de la Hutte Sauvage, Territoire du Nouveau-Québec. Ministère des Ressources naturelles, Québec; MB 94-32, 109 pages, 2 plans.1994MB 94-32
VAN DER LEEDEN, J.Géologie de la région du lac de la Hutte Sauvage. Ministère de l’Énergie et des Ressources, Québec; DP 84-29, 2 plans.1984DP 84-29

 

 

29 janvier 2019