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Sous-province de Minto

 

 

Première publication : 10 août 2018
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Historique

La Sous-province de Minto a été originellement décrite par Card et Ciesielski (1986) comme un terrain de gneiss caractérisé par un degré de métamorphisme élevé. Les travaux de cartographie menés par la Commission géologique du Canada (Percival et Card, 1994; Percival et al., 1995, 1996 et 1997a) et ceux du Ministère dans le cadre du Programme Grand Nord ont démontré que sa nature était essentiellement plutonique (Simard et al., 2008).  La Sous-province de Minto tire son nom du lac Minto, un imposant plan d’eau situé à plus de 60 km à l’est de la baie d’Hudson qui constitue la source de la rivière aux Feuilles.

Les premières observations du nord-est de la Province du Supérieur ont été réalisées par les géologues de la Commission géologique du Canada (CGC), notamment par Bell (1877 et 1885) et par Low (1889, 1898 et 1902) au cours d’une série d’expéditions dans les régions côtières de la péninsule d’Ungava, et à l’intérieur des terres par l’entremise des rivières et de leurs ruisseaux tributaires. La géologie de la région a aussi été brièvement décrite lors de cheminements à l’intérieur de la péninsule, via les lacs et les rivières (Flaherty, 1918; Aubert de la Rue, 1948). D’autres observations géologiques ont été rapportées par Kranck (1951) le long de la côte est de la baie d’Hudson, ainsi que par Kretz (1960), qui a publié une carte de la portion nord de la péninsule d’Ungava à l’échelle de 1/1 013 760. Il faudra attendre les années 1950 et 1960 pour que la Commission géologique du Canada entreprenne la cartographie systématique de l’ensemble du nord-est de la Province du Supérieur. Des levés géologiques de reconnaissance par hélicoptère ont alors été réalisés par Eade (1966) et Stevenson (1968) entre le 52e et le 61e parallèle nord. Deux cartes géologiques à l’échelle de 1/1 000 000 ont été produites et, par la suite, intégrées à la carte géologique du Québec (Avramtchev, 1985). Durant cette même période, Lee (1965) a cartographié les roches protérozoïques et archéennes (incluant la ceinture de Nuvvuagittuq) situées le long de la zone côtière, au sud du village d’Inukjuak, à l’échelle du mille au pouce. La cartographie de reconnaissance du reste de la péninsule d’Ungava a été achevée par Taylor (1982) qui a produit une carte de la région située au nord du 61e parallèle à l’échelle de 1/250 000. Les roches du Pennsylvanien sur les îles du lac à l’Eau Claire, associées à un impact météoritique, ont été cartographiées par Kranck et Sinclair (1963), Bostock (1969) et Rondot et al. (1993). 

Au cours des années 1980 et 1990, la CGC a poursuivi ses travaux dans le nord-est de la Province du Supérieur. Card et Ciesielski (1986) ont été les premiers à subdiviser la région en quatre grandes sous-provinces : 1) la Sous-province volcano-plutonique de La Grande au sud; 2) la Sous-province plutonique de Bienville au centre; 3) la Sous-province plutonique et de haut grade métamorphique d’Ashuanipi à l’est; et 4) la Sous-province plutonique-gneissique de Minto au nord. Par la suite, la CGC a réalisé un levé géologique à l’échelle de 1/500 000 le long de la rivière aux Feuilles (Percival et Card, 1994), puis trois levés additionnels au 1/250 000 dans des secteurs plus au nord (Percival et al., 1995, 1996 et 1997). En 1994, Lamothe (1997) a réalisé la cartographie de la ceinture volcano-sédimentaire du lac Dupire à l’échelle de 1/50 000. Ce projet avait été motivé par la présence d’un linéament magnétique de forte intensité s’étendant sur plusieurs kilomètres dans le secteur du lac Dupire.

En 1997, le gouvernement du Québec amorce l’un des plus ambitieux programmes de cartographie géologique au nord du 55e parallèle. Le Programme Grand Nord visait à ouvrir de nouveaux territoires à l’exploration minière par l’acquisition de nouvelles données géoscientifiques dans une région peu connue, d’une superficie d’environ 350 000 km2 à l’intérieur du territoire du Nunavik. Le programme s’est amorcé en 1997 par un important levé géochimique de sédiments de fonds de lacs financé grâce à un partenariat entre le Ministère des Ressources naturelles et cinq sociétés minières (Cambior, Falconbridge, Noranda, SOQUEM et Mines Virginia). Les 26 220 échantillons, prélevés selon une maille de 12 km2, ont permis de générer des cibles qui ont incité quelques sociétés minières à entreprendre des travaux d’exploration. Le Programme Grand Nord s’est poursuivi par une vaste campagne de cartographie géologique qui s’est échelonnée de 1998 à 2003. Durant cette période, 21 levés géologiques à l’échelle de 1/250 000 ont été réalisés.  

Les travaux de la Commission géologique du Canada, réalisés dans certains secteurs ciblés de la Sous-province de Minto entre 1990 et 1997, ont permis de redéfinir les limites de la Sous-province de Minto et de la subdiviser en plusieurs domaines lithotectoniques d’après des critères aéromagnétiques, lithologiques et structuraux (Percival et al., 1992). Ces auteurs mentionnent également que le Minto semble constitué en majeure partie de roches plutoniques plus ou moins déformées plutôt que de roches gneissiques comme l’avaient proposé Card et Ciesielski (1986). Par la suite, Ciesielski (1998) a modifié les limites des sous-provinces de Bienville, de Minto et d’Ashuanipi en se basant principalement sur les contrastes abrupts de la signature magnétique. Finalement, la cartographie systématique du nord-est de la Province du Supérieur (NEPS) par le Ministère entre 1998 et 2003 a permis de redéfinir ces grands ensembles lithotectoniques, de confirmer le caractère plutonique de la Sous-province de Minto et de considérer la Sous-province de Bienville comme un domaine à l’intérieur de la Sous-province de Minto (Simard et al., 2008).

En 2009, le Ministère a entamé un nouveau projet afin de compléter la cartographie géologique de la partie sud du Domaine de Bienville de la Sous-province de Minto. Deux campagnes de cartographie ont été réalisées en 2009 et 2010 dans les régions du réservoir Laforge 1 et du lac Kinglet (Simard et Lafrance, 2011a et 2011b). À ce jour, seule la partie ouest du Domaine de Bienville (feuillets 33K, 33L et 33N) n’a pas été cartographiée de façon systématique et la connaissance géologique y demeure encore fragmentaire. À l’été de 2017, un nouveau levé géologique a été réalisé dans la partie nord de la Fosse du Labrador, dans le secteur de Kangirsuk (Bilodeau et Caron, 2018). Ce nouveau levé a aussi couvert une partie des roches du Domaine de Douglas Harbour de la Sous-province de Minto.

 

 

Description

La Sous-province de Minto est une subdivision québécoise de la Province du Supérieur. Elle correspond à toute sa partie septentrionale, où elle occupe un vaste territoire de plus de 336 000 km2. Elle est bordée en margeur partie par des roches sédimentaires et volcaniques d’âge paléoprotérozoïque. À l’est, on trouve les roches de la Fosse du Labrador reliées à l’Orogène du Nouveau-Québec (Wardle et al., 2002; Clark et Wares, 2004), au nord, on trouve celles de la Fosse de l’Ungava associées à l’Orogène de l’Ungava (Taylor, 1982; St-Onge et Lucas, 1990; Lamothe, 1994) et, à l’ouest, on observe les roches associées au graben de Richmond Gulf (Dimroth et al., 1970; Chandler, 1988). Au sud, la Sous-province de Minto est limitée par les roches volcano-plutoniques d’âge archéen de la Sous-province de La Grande.

La définition du contact entre les sous-provinces de Minto et de La Grande a fait l’objet de plusieurs discussions au cours des années, spécialement dans la section qui concerne la limite impliquant le Domaine de Goudalie. Cette partie de la limite entre le Minto et le La Grande a été considéré provisoirement comme un ensemble tectonostratigraphique soit « l’ensemble Goudalie – La Grande » par Gosselin et Simard (2000) et Simard et al. (2001). Plus à l’ouest, la limite entre le Domaine de Bienville et le La Grande est bien défini, de nature intrusive et ne semble marquée par aucune structure majeure (Gosselin et al., 2002; Simard et Lafrance, 2011a et 2011b). La nature intrusive du contact entre ces deux sous-provinces a aussi été reconnue dans les régions de la baie Carbillet et de la passe Pikwahipanan (Goutier et al., 2001).

 

 

 

Géologie

La connaissance géologique actuelle de la Sous-province de Minto est issue de l’ensemble des nouvelles données acquises dans le cadre du Programme Grand Nord. La Sous-province de Minto est composée majoritairement de roches plutoniques archéennes. Ces roches ignées, de composition felsique à ultramafique, sont plus ou moins foliées et ont préservé leurs structures d’origine à différents degrés. Les roches plutoniques felsiques sont les plus communes et les plus répandues. Elles sont composées de tonalites (40 %), de granites (20 %), de granodiorites (15 %), de roches charnockitiques (15 %) et, plus rarement, de monzonites et de syénites (<1 %). Elles apparaissent généralement en feuillets allongés définissant le style structural prédominant de la région. Les petits plutons circonscrits de roches dioritiques, gabbroïques et ultramafiques représentent moins de 2 % du substratum rocheux. Les roches métavolcaniques et métasédimentaires comptent pour moins de 10 % de l’ensemble des roches archéennes. Ces roches forment des unités lenticulaires isolées ou des ceintures démembrées et discontinues encaissées à l’intérieur des masses intrusives. Les ceintures les mieux préservées peuvent atteindre jusqu’à 10 km de largeur et 120 km de longueur (Leclair, 2008). Les données géochronologiques recueillies sur les roches archéennes ont permis de développer un modèle stratigraphique et, ainsi, de positionner les unités stratigraphiques dans un modèle d’évolution temporel pour la période archéenne comprise entre 3830 et 2630 Ma (période antérieure à 2740 Ma; période comprise entre 2740 et 2630 Ma). De plus, une stratigraphie unifiée pour l’ensemble des unités archéennes du NEPS a été proposée dans un lexique stratigraphique présentant principalement la description d’unités lithodémiques qui regroupent des roches intrusives et métamorphiques (Simard, 2008).  

Des roches sédimentaires paléoprotérozoïques de la Formation de Sakami se trouvent en discordance sur les roches de la Sous-province de Minto et forment de petitslambeaux isolés, dispersés le long d’un axe essentiellement E-W à la hauteur du 56e parallèle (Eade, 1966; Clark, 1984). Dans la Sous-province de La Grande, des relations de recoupement impliquant des dykes de diabase ont permis d’évaluer l’âge de la Formation de Sakami entre 2500 et 2216 Ma (Goutier et al., 2001). Une datation K-Ar obtenue à partir de micas contenus dans un grès du Sakami (Clark, 1984) indique un âge de sédimentation antérieur à 2230 Ma. On retrouve aussi une douzaine d’essaims de dykes protérozoïques d’orientation différente coupant les roches archéennes du Minto (Buchan et Ernst, 2004; Maurice, 2008). Ces dykes de diabase, d’une épaisseur généralement inférieure à 100 m, peuvent être suivis sur plusieurs kilomètres. Ils ne sont pas déformés ou métamorphisés, sauf dans certains secteurs à proximité des orogènes protérozoïques. De plus, un essaim constitué d’une centaine de dykes de lamprophyre et de carbonatite occupe la partie centrale de la région du lac Aigneau. Quelques dykes ont aussi été observés dans le nord-est de la région du lac Gayot. Ce sont des dykes d’épaisseur centimétrique à métrique dont l’orientation varie de NW-SE à N-S. Les dykes de carbonatite sont spatialement associés aux dykes de lamprophyre carbonatés. La carbonatite est une roche homogène, de granulométrie fine à grossière, caractérisée par une couleur orangée à brun rouille en surface altérée. Des datations réalisées sur deux dykes de carbonatite ont révélé des âges de 1932 Ma et de 1941 Ma (Simard et al., 2008). Deux diatrèmes ont été identifiés en bordure de la Fosse d’Ungava, dans la région du lac Couture. Ces roches avaient été reconnues par Moorhead (1989), qui les avait incluses dans le Groupe de Povungnituk (Orogène de l’Ungava). La relation entre les diatrèmes et la séquence supracrustale du Groupe de Povungnituk n’ayant pas été établie, Madore et al. (2002) ont regroupé les deux intrusions sous le terme de Diatrèmes de Kuuvvaluk. Il s’agit de petites intrusions circulaires non déformées d’environ 70 m de diamètre, composées de lamprophyre ultramafique à phlogopite et à reliques de pyroxène et d’olivine montrant des structures ignées bien préservées. Ces intrusions n’ont pas été datées, mais datent vraisemblablement du Protérozoïque. Deux brèches de diatrème ont également été observées dans la région du lac à l’Eau Claire, mais n’ont été assignées à aucune unité stratigraphique. Les observations sur le terrain suggèrent que ces brèches sont associées à la mise en place des dykes de diabase protérozoïques de ce secteur. Il s’agit de dykes bréchiques de composition mafique de 15 à 20 m d’épaisseur renfermant des fragments de roches sédimentaires et de verre volcanique protérozoïque ainsi que des fragments de granitoïdes archéens. L’un de ces dykes avait été interprété comme un dyke sédimentaire clastique par Chandler (1988).

Des impactites d’âge pennsylvanien (Bostock, 1969; Rondot et al., 1993) contenant des enclaves de calcaires ordoviciens se trouvent sur l’anneau d’îles au centre du lac à l’Eau Claire. Les deux dépressions de forme arrondie du lac à l’Eau Claire sont le résultat d’un double impact météoritique (Beals, et al., 1956 et 1960). Les roches d’impact ont été datées par les méthodes K-Ar (Bostock, 1969), Rb-Sr (Reimold et al., 1981) et Ar-Ar (Bottomley et al., 1990). Les âges obtenus, autour de 280 Ma, indiquent qu’une couverture de roches datant du Pennsylvanien était présente lors de l’impact. Des impactites d’âge silurien (Bottomley et al., 1990) ont également été observées dans les dépôts meubles quaternaires en bordure de l’astroblème du lac Couture (Madore et al., 2002). Enfin, le cratère de Pingaluit, anciennement nommé cratère du Nouveau-Québec, est localisé juste au nord de la Ceinture de Nantais. Il s’agit d’une cuvette parfaitement ronde au rebord abrupt qui abrite un lac d’environ 3 km de diamètre. Vingt et un fragments d’impactite ont été trouvés à proximité du cratère. Des datations Ar40/Ar39 effectuées sur ces fragments ont permis d’évaluer que l’impact serait survenu il y a environ 1,3 Ma (Grieve et al., 1989).

La Sous-province de Minto est subdivisée en sept grands domaines lithotectoniques dont la nature et les limites ont été précisées au cours des travaux réalisés dans le cadre du Programme Grand Nord (carte des subdivisions du Minto) :

Les données isotopiques et géochronologiques, de même que la distribution des unités stratigraphiques, permettent de démontrer que les différents événements magmatiques qui ont affecté l’ensemble de la Sous-province de Minto à différentes époques de l’Archéen transcendent la limite des domaines lithotectoniques. Par conséquent, les domaines doivent être perçus comme le produit de la superposition de plusieurs événements magmatiques. Ils sont caractérisés par les unités stratigraphiques ainsi que les données géochronologiques et isotopiques qui reflètent les événements les mieux préservés (Leclerc, 2008).

Les données géochronologiques, isotopiques et stratigraphiques ont permis aussi de mettre en évidence deux grands terranes à l’intérieur du NEPS qui ont joué un rôle important dans l’évolution de la croûte archéenne :

Le Terrane de la baie d’Hudson, au sud et à l’ouest, montre des évidences d’une croûte formée depuis l’Éoarchéen (>3600 Ma), alors que l’histoire du Terrane de la rivière Arnaud, au nord, a plutôt débuté après 2900 Ma, durant l’ère mésoarchéenne. Les deux terranes ont eu une évolution différente jusqu’à environ 2740 Ma. Avant cette date, les deux terranes ont été affectés par des événements magmatiques différents marqués principalement par du volcanisme mafique et du plutonisme tonalitique. Après 2740 Ma, le magmatisme potassique et enderbitique s’est répandu à travers tout le NEPS affectant les deux terranes de façon similaire.

Enfin, le Minto est aussi caractérisé par la présence d’un complexe structural, le Complexe structural de Diana, correspondant à une zone de transition entre les roches de la Province du Supérieur, à l’ouest, et celles de la Province de Churchill, à l’est. La partie nord-est du Domaine de Douglas-Harbour et le Complexe de Diana ont été affectés par l’Orogenèse paléoprotérozoïque Trans-hudsonien.

 

Évolution géologique

L’évolution géologique du nord-est de la Province du Supérieur s’échelonne sur plus 1,2 Ga. Elle est caractérisée par une histoire complexe de volcanisme, de sédimentation, de plutonisme, de déformation et de métamorphisme polyphasés qui démontre une croissance épisodique et un remaniement répété de la croûte continentale entre 3,82 et 2,62 Ga.

Le modèle présenté ici est celui qui découle des travaux du Programme Grand-Nord. Ce modèle implique la formation d’anciens noyaux cratoniques (3,9 à 2,9 Ga; Terrane de la baie d’Hudson) et de domaines composés de roches volcaniques et intrusives dérivées d’une source crustale juvénile plus jeune (<3,0 Ga; Terrane de la rivière Arnaud). Le Terrane de la baie d’Hudson s’est formé à partir des vestiges d’une croûte sialique évoluée éoarchéenne à mésoarchéenne, tandis que le Terrane de la rivière Arnaud s’est formé à partir d’une croûte primitive mésoarchéenne en milieu océanique. Les deux terranes ont eu une évolution différente jusqu’à environ 2700 Ma. Avant cette date, ils ont été affectés par des événements magmatiques différents marqués principalement par du volcanisme mafique et du plutonisme tonalitique. Après 2700 Ma, du plutonisme potassique (unités de granite et granodiorite) et charnockitique (granitoïdes à pyroxène) s’est répandu à travers tout le nord-est de la Province du Supérieur, affectant ainsi les deux terranes de façon similaire. Ce plutonisme, postérieur à 2,74 Ga, coïncide avec la phase de déformation principale responsable du grain structural NW-SE à N-S (Leclair, 2008).

On reconnait quatre étapes majeures de croissance et de remaniement de la croûte, chacune pouvant contenir jusqu’à trois événements géologiques distincts (schéma des étapes et événements géologiques) :

  1. La première étape de l’évolution, comprise entre 3,9 et 2,9 Ga, est caractérisée par la formation des paléocratons et englobe deux événements magmatiques éoarchéens (EA-1 et EA-2) ainsi qu’un événement mésoarchéen (MA-1) qui demeure cryptique;
  2. La deuxième étape, comprise entre 2,9 et 2,74 Ga, correspond essentiellement au dépôt de séquences de basaltes tholéiitiques, de komatiites et de roches sédimentaires ainsi qu’à la mise en place de suites volumineuses de roches tonalitiques. Cette étape de l’évolution comprend essentiellement deux événements magmatiques mésoarchéens (MA-2 et MA-3) ainsi que du magmatisme tonalitique néoarchéen s’étant mis en place de façon diachronique à l’échelle régionale (NA-1).
  3. La troisième étape, entre 2,74 et 2,68 Ga, marque un changement majeur dans le type de magmatisme se traduisant par la mise en place d’intrusions syntectoniques à post-tectoniques de granodiorite, de granite et de granitoïdes à pyroxène. Les deux principaux événements plutoniques néoarchéens (NA-2 et NA-3) sont répandus dans la majeure partie de la région.
  4. La quatrième et dernière étape de l’évolution, entre 2,68 et 2,62 Ga, comprend un seul événement (NA-4) caractérisé par la mise place de petites intrusions locales de granite, de syénite et de carbonatite ainsi que par une activité hydrothermale concentrée principalement le long de zones perméables ductiles et fragiles. Cette étape correspond également à une activité magmatique intense dans la Sous-province d’Ashuanipi.

 

Références

Auteur(s)TitreAnnée de publicationHyperlien (EXAMINE ou Autre)
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10 août 2018