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Groupe de Chukotat
Étiquette stratigraphique : [ppro]ch
Symbole cartographique : pPch

Première publication :  
Dernière modification :
Subdivision(s) informelle(s)
La numérotation ne reflète pas nécessairement la position stratigraphique.
 
pPch6 Basalte altéré, dolomie
pPch5 Mudrock, volcanoclastite
pPch4 Basalte à plagioclase
pPch3 Basalte à pyroxène-plagioclase
pPch2 Basalte à pyroxène
pPch1 Basalte à olivine
 
Auteur :Bergeron, 1959
Âge :Paléoprotérozoïque
Coupe type :Aucune
Région type :Partie septentrionale du Domaine Sud (feuillets SNRC 35C, 35D, 35F, 35G et 35H)
Province géologique :Province de Churchill
Subdivision géologique :Orogène de l’Ungava / Fosse de l’Ungava / Domaine Sud
Lithologie :Roches volcaniques basaltiques et komatiitiques
Type :Lithostratigraphique
Rang :Groupe
Statut :Formel
Usage :Actif

Historique

Selon Lamothe (2007), il s’agit d’une « […] unité mentionnée pour la première fois par Bergeron (1959). Sa succession litholo­gique et lithochimique est décrite par Francis et Hynes (1979), Hynes et Francis (1982) et Francis et al. (1983). Elle a été datée par Parrish (1989) et St-Onge et al. (1992). »

Description

On se réfère à Lamothe (2007) pour une description de l’unité :
 
« Unité volcanique allochtone située dans la partie sommitale du Domaine Sud. Le Groupe de Chukotat se compose de laves mafiques komatiitiques à tholéiitiques formant une séquence homoclinale à pendage nord dont l’épaisseur apparente varie de 7 km dans sa partie centrale la plus mince à 36 km dans sa portion occidentale. L’épaisseur réelle de l’unité varie, selon diverses estimations, entre 2 et 5 km (Hynes et Francis, 1982; Picard, 1989a; Moorhead, 1996a). L’unité se compose de séquences volcaniques sous-marines imbriquées à signature MORB évoluant généralement de basaltes komatiitiques à olivine vers des basaltes tholéiitiques à pyroxène et enfin vers des basaltes tholéiitiques à plagioclase (Hynes et Francis, 1982; Picard, 1989a). Le contact inférieur de l’unité chevauche le Povungnituk et présente un cisaillement faible (Lamothe et al., 1984; Moorhead, 1986; Budkewitsch, 1986; St-Onge et al., 1987). »
 
L’importance de la zone de cisaillement entre les groupes de Chukotat et Povungnituk a été étudiée plus récemment par Bleeker et Kamo (2018) dans le secteur de la mine Raglan. Ils interprètent le contact entre les deux groupes comme étant stratigraphique. Un horizon bréchique à fragments du Groupe de Povungnituk, encaissé par des basaltes du Chukotat, près du contact inférieur avec le sommet du Groupe de Povungnituk, suggère également une relation stratigraphique entre les deux groupes (Moorhead, 1989).
 
Lamothe (2007) poursuit :
 
« Entre la terminaison est du groupe jusqu’à la hauteur de l’extrémité ouest du lac Chukotat, la bordure nord du groupe présente une déformation pénétrante intense le long de la Faille Bergeron, qui marque le début de la zone d’accrétion du Domaine Nord et le chevauchement des groupes de Watts, de Parent et de Spartan sur le Chukotat (Moorhead, 1989, 1996a). L’interprétation proposée ici diffère de celle de St-Onge et al. (2002) qui poursuivent le tracé de la Faille Bergeron jusqu’à la Baie d’Hudson, à environ 20 km au SW du pluton de Pecten Harbour, assignant de ce fait au Groupe de Parent toutes les volcanites au nord de la faille. Pétrographiquement et lithogéochimiquement, ces roches possèdent une signature identique à celle des basaltes à plagioclase du Chukotat, auxquels elles sont assignées dans la présente compilation. Pour ces raisons, Lamothe (présente publication) fait plutôt obliquer la Faille Bergeron vers le NW sous les écailles mafiques et ultramafiques du Watts. Outre les zones de bordure de faille, les roches du Chukotat sont très peu déformées dans les parties centrale et occidentale de l’orogène et modérément à très déformées dans la portion nord du groupe entre le lac Carye et le lac Lanyan. La présence de rares lits sédimentaires et volcanoclastiques localement accompagnés d’une altération en hématite au sommet du Chukotat, est mentionnée par Roy (1989), Moorhead (1989) et Barrette (1990b). »

Groupe de Chukotat 1 (pPch1) : Basalte à olivine

Le basalte à olivine représente à la fois le membre le plus ancien dans l’évolution pétrochimique des basaltes du Groupe de Chukotat (Francis et Hynes, 1979; Moorhead, 1989; Picard, 1989a et 1989b) et le plus répandu. La séquence de basalte à olivine comprend essentiellement des coulées coussinées et de minces niveaux de coulées massives. Celles-ci sont vert pâle à chamois en surface d’altération et vert gris en cassure fraîche. Les coussins sont généralement jointifs avec de petits espaces interstitiels remplis de quartz et de carbonate secondaire (Togola, 1992), en plus de s’emboîter très bien les uns sur les autres (Moorhead, 1996). La bordure de trempe des coussins renferme de 5 à 25 % de phénocristaux noirs d’olivine à structure de microspinifex, tandis que le cœur des coussins est généralement dépourvu de phénocristaux. Les coulées massives ont une épaisseur variant entre 2 et 15 m. La patine d’altération affiche une couleur beige rougeâtre. Des coulées massives litées et différenciées ont entre autres été observées dans le secteur ouest de la région de la baie de Korak (Togola, 1992).

Groupe de Chukotat 2 (pPch2) : Basalte à pyroxène

Le basalte à pyroxène représente l’unité intermédiaire dans l’évolution pétrochimique des basaltes du Chukotat (Francis et Hynes, 1979; Moorhead, 1988; Picard, 1989a et 1989b). Les coulées de basalte à pyroxène ressemblent à celles de basalte à olivine; elles en diffèrent par une patine d’altération brun rougeâtre et un aspect microfracturé donnant une apparence de blocaille à plusieurs affleurements. La couleur d’altération résulte de leur teneur relativement plus élevée en fer et, surtout, de leur caractère moins magnésien (Picard, 1986a et 1989b). Les coulées coussinées sont peu jointives et les espaces interstitiels à quartz-carbonate sont de dimension supérieure à ceux du basalte à olivine. Les coussins sont ovoïdes, multilobés et interconnectés. La caractéristique la plus évidente du basalte à pyroxène est la présence de macrovarioles blanchâtres de 1 à 8 mm de diamètre en bordure des coussins (Togola, 1992). Ces basaltes sont aussi définis par la présence de <5 % de phénocristaux ferromagnésiens, majoritairement du pyroxène et de rares cristaux dl’olivine, dans la bordure figée des coussins (Moorhead, 1996).

Groupe de Chukotat 3 (pPch3) : Basalte à pyroxène-plagioclase

Le basalte à pyroxène-plagioclase, reconnu pour la première fois dans la région de Vigneau (Moorhead, 1988), comprend des caractéristiques macroscopiques intermédiaires entre le basalte à pyroxène et le basalte à plagioclase. En fait, il présente des critères macroscopiques similaires au basalte à plagioclase (Picard, 1986a), mais possède la signature géochimique du basalte à pyroxène (Picard, 1989b; Moorhead, 1996). L’unité forme une grande lentille à la base de l’empilement volcanique du Groupe de Chukotat (Togola, 1992). Ce type de basalte se démarque, entre autres, par l’absence de macrovarioles et la présence de microvarioles de 1 mm de diamètre près de la bordure figée des coussins. De plus, des phénocristaux ferromagnésiens (0 à <2 %) sont contenus dans les bordures de trempe (Togola, 1992). Les coussins présentent une surface très lisse et sont moins microfracturés que ceux du basalte à pyroxène; ils sont de plus gris pâle à vert très pâle en surface fraîche.

Groupe de Chukotat 4 (pPch4) : Basalte à plagioclase

Le basalte à plagioclase, d’affinité tholéiitique, constitue le terme final de l’évolution pétrochimique des basaltes du Chukotat (Francis et Hynes, 1979; Francis et al., 1981, 1983; Hynes et Francis, 1982; Picard, 1989a, 1989b). Ce basalte occupe la partie supérieure du Chukotat, mais par endroits, il se trouve interlité avec les séquences de basaltes à olivine et à pyroxène. Les coulées massives sont généralement plus abondantes et relativement plus épaisses (50 à 200 m) que les deux autres types de basalte (Togola, 1992). De plus, les coussins atteignent des dimensions nettement plus petites que pour les basaltes à olivine et à pyroxène. Ils ont généralement une forme plus arrondie, laissant beaucoup d’espaces interstitiels remplis de quartz et de calcite secondaire (Moorhead, 1996). En général, la surface des coussins est très lisse et contraste avec l’aspect légèrement fracturé à très fracturé des basaltes à olivine ou à pyroxène. La bordure de trempe renferme <5 % (0 à 2 % en moyenne) de phénocristaux ferromagnésiens et de 3 à 20 % de plagioclase microlitique recristallisé en épidote. De plus, le basalte à plagioclase se caractérise par la présence de microvarioles (1 mm de diamètre), d’amygdales allongées (1 à 5 mm de diamètre) et d’une mésostase bicolore (mauve à vert) (Moorhead, 1996; Togola, 1992).

Les observations pétrographiques macroscopiques et microscopiques réalisées par Mathieu et Beaudette (2019) à proximité de la Faille Bergeron, dans la région est, rapportent une patine brun orangé clair caractéristique et une cassure fraîche vert clair. Le basalte varie d’aphanitique à finement grenu. Il est non magnétique. Il présente communément une altération diffuse en carbonate interstitiel ainsi qu’en veinules reprises par la dernière phase de déformation. La matrice est composée d’un assemblage finement grenu de chlorite verte (2 à 40 %), d’actinote (0 à 60 %) d’épidote (zoïsite et pistachite; 2 à 40 %) en remplacement partiel ou total du plagioclase, de carbonate interstitiel (jusqu’à 10 %), de sphène (2 à 20 %) et de plagioclase (5 à 40 %), ce dernier donnant une structure granoblastique à la roche. Des reliques de phénocristaux de plagioclase (jusqu’à 5 %) complètement remplacés par de l’épidote sont observées dans certains échantillons. Les phases accessoires sont représentées par les minéraux opaques (trace à 5 %), la pyrite (0 à 3 %), la scapolite (trace), et l’hématite (trace). À proximité de la Faille Bergeron, toutes les phases minérales définissent la déformation et des amas et veinules de carbonate, et en moindre mesure de quartz, sont couramment observées.

Groupe de Chukotat 5 (pPch5) : Mudrock, volcanoclastite

Les volcanoclastites du Groupe de Chukotat comprennent des tufs à lapillis, à cristaux et à blocs ainsi que des brèches volcaniques (Moorhead, 1989). Les brèches volcaniques sont en très faible proportion dans l’empilement volcanique du Chukotat (Togola, 1992). Elles se retrouvent principalement au sein des séquences de basalte à pyroxène et à pyroxène-plagioclase. Plusieurs de ces niveaux, généralement de ≥1 m d’épaisseur, correspondent à des sommets de coulées de basalte bréchifiées. Les fragments de ces coulées bréchiques sont très angulaires (1 cm à 1 m de diamètre) et proviennent tous de coulées massives et/ou coussinées de basalte à pyroxène et à pyroxène-plagioclase. La matrice est quasi absente de quelques coulées (Moorhead, 1996). On note parfois des niveaux de siltstone, entre autres dans la région du lac Chukotat (Moorhead, 1989). Ces niveaux de 1 à 5 m d’épaisseur, généralement situés à proximité de la Faille Bergeron, peuvent s’associer avec des lits de tuf. Ils sont peu déformés, fortement hématitisés et couramment riches en calcite secondaire (Moorhead, 1989).

Groupe de Chukotat 6 (pPch6) : Basalte altéré, dolomie

Cette unité informelle a été introduite par Mathieu et Beaudette (2019) pour individualiser des niveaux de basalte fortement altérés, cartographiés à proximité de la Faille Bergeron. Les descriptions de terrain rapportent une unité dolomitique à patine brun clair et à cassure cassonade, non magnétique, en contact diffus avec le basalte coussiné à plagioclase (pPch4). La roche est foliée, localement rubanée, et l’altération oblitère totalement les structures primaires. Les observations pétrographiques montrent un assemblage très finement à finement grenu composé des phases suivantes : carbonate (20 à 80 %), épidote-plagioclase (5 à 20 %; donnant une structure granoblastique à la roche), chlorite-actinote (trace à 55 %), minéraux opaques (trace à 10 %). Les phases secondaires, non reprises par la foliation, sont localement représentées par des phénocristaux moyennement grenus de carbonate et de fines paillettes de talc (trace à 15 %).

Épaisseur et distribution

L’unité de basalte à olivine pPch1 est la plus répandue du groupe. Les coulées de basalte à olivine font de 5 à 25 m d’épaisseur. Le basalte est formé de coussins tridimensionnels de 1 à 2 m de diamètre et de coulées massives formant des joints prismatiques. Le contact avec les autres basaltes est visible. Cependant, la position du contact n’est pas précise puisque la transition est graduelle. La bordure de l’unité pPch2 est variolitique : les varioles font 5 à 15 mm de diamètre et deviennent coalescentes sur une distance de 2 à 10 cm à partir de la bordure (Moorhead, 1989). Le basalte à plagioclase (unité pPch4) est moins présent que les deux premières unités et de taille bien plus modeste. Il forme plusieurs niveaux massifs ou en coussins qui se trouvent plus au nord de la séquence (Picard, 1989a). Pour ce qui est des volcanites (pPch5), le niveau de brèche volcanique a une faible puissance (<1 m), alors que le tuf à lapillis montre une épaisseur de 5 à 10 m (Moorhead, 1989). Les niveaux carbonatés (pPch6) ne dépassent pas quelques dizaines de mètres d’épaisseur et sont interstratifiés avec le basalte à plagioclase (pPch4) (Mathieu et Beaudette, 2019). L’unité pPch6 a été observée immédiatement au sud de la Faille Bergeron, plus précisément au nord des feuillets 35G09 et 35H12.

Datation

Les basaltes du Groupe de Chukotat n’ont pas été datés. Par contre, les sills de la Suite du Lac Esker sont interprétés comme des conduits nourriciers de ses derniers. Un sill de gabbro injecté dans les roches sédimentaires de la Formation de Nuvilic a été daté par Parrish (1989) à 1918 +9/-7 Ma. Cet échantillon a été réanalysé par Bleeker et Kamo (2018) qui ont obtenu un nouvel âge à 1881,5 ±0,9 Ma. Un autre sill, également dans la Formation de Nuvilik, a été daté à 1882,1 ±2,0 Ma (Bleeker et Kamo, 2018). Deux sills de gabbro s’injectant dans les basaltes du Chukotat ont respectivement été datés à 1870 ±4 Ma (St-Onge et al., 1992) et 1883,0 ±1,7 Ma (Bleeker et Kamo, 2018).

Relations stratigraphiques

Selon Lamothe (2007) : « Le Chukotat repose structuralement en chevauchement sur le Groupe de Povungnituk et est chevauché au nord par les groupes de Watts, de Parent et de Spartan dans sa portion est. ». Moorhead (1989) mentionne la présence d’un niveau de brèche à fragments volcaniques typique de la Formation de Cécilia entre deux coulées de basalte à olivine de la Formation de Chukotat, ce qui suggère une relation stratigraphique de proximité entre les deux unités, séparées possiblement par une faille normale. La nature du contact entre les groupes de Chukotat et de Povingnituk a été étudiée plus récemment par Bleeker et Kamo (2018) dans le secteur de la mine Raglan. Ils interprètent le contact entre les deux groupes comme étant stratigraphique.

Lamothe (2007) mentionne que « selon plusieurs chercheurs (Francis et Hynes, 1979; Francis et al., 1981, 1983; Hynes et Francis, 1982; Picard et al., 1990), le Chukotat représente la transition entre un volcanisme de type rift continental (Groupe de Povungnituk) et un volcanisme de type océanique. Selon St-Onge et al. (1992), le Groupe de Chukotat constitue un assemblage volcanique déposé ou préservé au sein d’une ceinture de chevauchement sur un socle continental, résultant de l’approfondissement du rift continental initié au Paléoprotérozoïque. »

Paléontologie

Ne s’applique pas.

Références

Publications accessibles dans Sigéom Examine

Bergeron, R. 1959. Rapport préliminaire sur la région des monts Povungnituk, Nouveau-Québec. MRN. RP 392, 11 pages et 1 plan.

Lamothe, D. 2007. Lexique stratigraphique de l’Orogène de l’Ungava. MRNF. DV 2007-03, 66 pages et 1 plan.

MATHIEU, G., BEAUDETTE, M. 2019. Géologie de la région du lac Watts, Domaine Nord, Fosse de l’Ungava, Nunavik, Québec, Canada. MERN. BG 2019-04.

Moorhead, J. 1989. Géologie de la région du lac Chukotat (Fosse de l’Ungava). MRN. ET 87-10, 64 pages et 2 plans.

Moorhead, J. 1996. Géologie de la région du lac Hubert (Fosse de l’Ungava). MRN. ET 91-06, 121 pages et 4 plans.

Picard, C. 1989a. Lithochimie des roches volcaniques protérozoïques de la partie occidentale de la Fosse de l’Ungava (région au sud du lac Lanyan). MRN. ET 87-14, 81 pages et 1 plan.

Picard, C.1989b. Pétrologie et volcanologie des roches volcaniques protérozoïques de la partie centrale de la Fosse de l’Ungava. MRN. ET 87-07, 98 pages et 4 plans.

Togola, N. 1992. Géologie de la région de la baie Korak (Fosse de l’Ungava). MRN. ET 91-07, 47 pages et 3 plans.

Autres publications

Bleeker, W., Kamo, S.L., 2018. Extent, origin, and deposit-scale controls of the 1883 Ma Circum-Superior large igneous province, northern Manitoba, Ontario, Quebec, Nunavut and Labrador; In Targeted Geoscience Initiative: 2017 report of activities, volume 2, (ed.) N. Rogers; Geological Survey of Canada, Open File 8373, p. 5–14. doi.org/10.4095/306592.

Francis, D.M., Hynes, A.J. 1979. Komatiite-derived tholeiites in the Proterozoic of New Quebec. Earth and Planetary Science Letters, 44: 473–481. doi:10.1016/0012-821X(79)90085-2.

Francis, D.M., Hynes, A.J., Ludden, J.N., Bédard, J. 1981. Crystal fractionation and partial melting in the petrogenesis of a Proterozoic high-MgO volcanic suite, Ungava, Québec. Contributions to Mineralogy and Petrology, 78: 27–36. Springer-Verlag. doi:10.1007/BF00371141.

Hynes, A., Francis, D.M. 1982. A transect of the early Proterozoic Cape Smith foldbelt, New Quebec. Tectonophysics, 88: 23–59. doi:10.1016/0040-1951(82)90202-5.

Parrish, R.R. 1989. U-Pb geochronology of the Cape Smith Belt and Sugluk block, northern Quebec. Geoscience Canada, 16: 126–130. Source.

Picard, C., Lamothe, D., Piboule, M., Oliver, R. 1990. Magmatic and geotectonic evolution of a Proterozoic oceanic basin system: the Cape Smith Thrust-Fold Belt (New-Quebec). Precambrian Research, doi:10.1016/0301-9268(90)90040-W.

St-Onge, M.R., Lucas, S.B., Parrish, R.R. 1992. Terrane accretion in the internal zone of the Ungava orogen, northern Quebec. Part 1: Tectonostratigraphic assemblages and their tectonic implications. Canadian Journal of Earth Science, 29: 746–764. doi.org/10.1139/e92-064.

St-Onge, M.R., Lucas, S.B., Scott, D.J., Begin, N.J., Helmstaedt, H., Carmichael, D.M. 1988. Thin-skinned imbrication and subsequent thick-skinned folding of rift-fill, transitional-crust, and ophiolite suites in the 1.9 Ga Cape Smith Belt, northern Quebec. Canada Department of Mines. doi.org/10.4095/122611.

 

 

14 juin 2019