Dernière modification :
| Auteur(s) : | Wilson, 1910; Freeman, 1957a, b |
| Âge : | Néoarchéen |
| Stratotype : |
Aucun
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| Région type : |
Région du lac Opasatica (feuillet SNRC 32D03)
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| Province géologique : | Province du Supérieur |
| Subdivision géologique : | Sous-province de Pontiac |
| Lithologie : | Roches sédimentaires et métasédimentaires; roches volcaniques mafiques à ultramafiques interstratifiées |
| Catégorie : |
Lithostratigraphique
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| Rang : | Groupe |
| Statut : | Formel |
| Usage : | Actif |
Aucune
Historique
Dès le début du siècle, Wilson (1910, 1918) reconnaît à l’est du lac Opasatica (feuillet SNRC 32D03) une séquence répandue de micaschiste à grain fin très uniforme (l’équivalent métamorphique de quartzite et d’arkose) qu’il nomme « Schiste du Pontiac ». Lowther (1935), Denis (1936) et Auger (1940) désignent les roches sédimentaires et métasédimentaires correspondant au Groupe de Pontiac sous le terme « Témiscamien » dans différents secteurs de la Sous-province de Pontiac (feuillets 31N14, 31M07 et 32C04). Dans le secteur SW (jonction des feuillets 31M07, 31M08, 31M09 et 31M10), Denis (1937) décrit plus précisément ces roches comme des schistes micacés, des schistes à hornblende, des grauwackes et autres. Le Groupe de Pontiac est introduit par Freeman (1957a, b) dans la partie SE de la région de Rouyn-Noranda (feuillets 31M15 est et 31M16) pour définir du schiste (gneiss) à biotite. Freeman (1957a) individualise au sein de cette unité des sous-unités de schiste à hornblende, de schiste à biotite-staurolite et de schiste à biotite injecté de granite et de pegmatite et cartographie également quelques occurrences de roches à amphibole à grain grossier (roches intrusives ou volcaniques mafiques amphibolitisées; schiste graphitique).
Par la suite, plusieurs auteurs cartographient et décrivent, dans différentes régions de la Sous-province de Pontiac, la séquence métasédimentaire du Groupe de Pontiac, localement injecté de granite et de pegmatite, sans nécessairement la nommer (Chagnon, 1961, 1962, 1963, 1965; Wilson, 1962; Sharpe, 1968; Imreh, 1971; Vogel, 1971; Winter, 1972; Rive, 1974; Tourigny et Goutier, 1994; Couture et Goutier, 1996; Moorhead et al., 2000). Plusieurs auteurs décrivent également différents types de roches intercalées dans la séquence principale de wacke, de mudrock et de schiste à biotite (unité nApo1 actuelle), mais les subdivisions informelles non nommées du groupe n’apparaissent que dans les travaux de compilation du Ministère (MRNF, 2010a-d; Pilote, 2013, 2015; Pilote et Lacoste, 2017; Pilote et al., 2017) (voir le tableau ci-dessous). Les unités informelles sont revues dans le cadre de la rédaction de cette fiche stratigraphique.
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Unités actuelles |
Richer-Laflèche et al., 2020 |
Pilote et al. (2017) (feuillet 32C04-200-0102) |
Pilote, 2013; Pilote, 2015; Pilote et Lacoste, 2017; Pilote et al., 2007 in MRNF, 2010c (feuillets 32D01-200-0202 et 32C04-200-0101) |
Grant et al., 2005 in MRNF, 2010c (feuillets 32C04-200-0101 et 32C04-200-0102) |
Fallara et al., 2005; Lafrance et al., 2005; Grant et al., 2005 in MRNF, 2010d (feuillet 32D01) |
Beausoleil et Bélanger, 2005; Beausoleil et Goutier, 2005 in MRNF, 2010d (feuillet 32D02) |
Beausoleil et al., 2003 in MRNF, 2010d (feuillet 32D03) |
Ducharme, 2001 in MRNF, 2010b (feuillet 31N) |
Grant, 2001 in MRNF, 2010b (feuillets 31N14-200-0101 et 31N14-200-0201) |
Grant, 2000 in MRNF, 2010b (feuillet 31N13) |
Grant, 2000 in MRNF, 2010b (feuillet 31N12) |
Grant, 2000 in MRNF, 2010b (feuillet 31N11) |
Bélanger, 1999 in MRNF, 2010a (feuillet 31M16) |
Goutier et al., 1999; Goutier et Melançon, 2000 in MRNF, 2010a (feuillets 31M13, 31M14 et 31M15) |
Goutier, 1999 in MRNF, 2010a (feuillet 31M12) |
Goutier, 1999 in MRNF, 2010a (feuillet 31M11) |
Goutier, 1999 in MRNF, 2010a (feuillet 31M10) |
Bélanger et Goutier, 1999; Doucet, 1999 in MRNF; 2010a (feuillets 31M08 et 31M09) |
Beausoleil, 2000; Goutier, 1999 in MRNF, 2010a (feuillets 31M06-200-0102 et 31M07-200-01019) |
Goutier et al., 1999 in MRNF, 2010a (feuillet 31M03-200-0201) |
Fallara et al., 2000 (feuillet 32D01 E) |
Desrochers et al., 1991a, b; Desrochers et al., 1996; Pilote et al., 2000 (feuillets 32C04 S et 32D01) |
Imreh, 1984 (feuillets 31M09, 32M10 E, 31M15 E, 31M16, 31N11 NW, 31N13, 31N14, 32C03 SW, 32C04 S, 32D01 et 32D02 E) |
Van de Walle, 1978 (feuillet 32D03 S) |
Van der Leeden, 1978 (feuillet 31M07) |
Chagnon, 1976 (feuillet 31N11) |
Rive, 1976 (feuillet 31N12) |
Rive, 1975 (feuillets 31M09 et 31M10 E) |
Lestra, 1972 (feuillet 32D03 W) |
Van de Walle, 1971 (feuillet 32D03 S) |
Kish, 1966, 1971 (feuillets 32M06 SE et 31M07 |
Chagnon, 1968 (feuillets 31M10 W, 31M11, 31M12, 31M13, 31M14 et 31M15 W) |
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| nApo1 | Groupe de Pontiac : roches métasédimentaires | Apo1 : wacke, mudrock et schiste, localement à biotite (à grenat ou à staurotide), métawacke, grès lithique, mudrock et localement alternance de schiste et de gneiss à biotite | Apo1 : wacke, mudrock et schiste | Apo1 : wacke, mudrock et schiste
Apo2 : mudrock graphiteux, pyriteux et magnétifère |
Apo1 : wacke, mudrock et schiste, localement à biotite (à grenat ou à staurotide) | Apo1 : schiste à biotite | Apo1 : schiste à biotite, localement wacke | Apo1 : wacke, mudrock et schiste à biotite | M8a : schiste à biotite et wacke; localement S6a : argilite à graphite et pyrrhotite, shale, ardoise et phyllade | Apo1 : grauwacke | Agv (Formation du Grand Lac Victoria) : métagrauwacke | M8, BO : schiste à biotite | Apo1 : schiste à biotite, localement coupé par de la pegmatite | Apo1 : schiste à biotite | Apo1 : schiste à biotite et schiste à biotite et andalousite | Apo1 : schiste à biotite et localement wacke | Apo1 : schiste à biotite avec localement schiste à hornblende et schiste à andalousite et sillimanite | Apo1 : Schiste à biotite et gneiss à biotite | Apo1 : schiste à biotite, localement schiste à biotite, sillimanite et muscovite, schiste à biotite interlité avec du gneiss à biotite | Apo1 : grès lithique et mudrock | Groupe de Pontiac : wacke | Groupe de Pontiac : schiste dérivé de grès (wacke) (60 %) et pélite (40 %) | Groupe de Pontiac : roches sédimentaires (grauwacke) (Ps) | Groupe de Pontiac : roches métasédimentires, surtout métagrauwacke (micaschiste) (M) | 4 : métagrauwacke et schiste à biotite plus ou moins migmatitisés | 6 : schiste à biotite | 3 : métagrauwacke | Métagrauwacke (3) riche en intercalations de schiste à hornblende, de gneiss à hornblende finement rubané, de microgrès et de microconglomérat (3a) | M2 : micaschiste de Pontiac | Groupe de Pontiac : micaschiste (S3b), proportion moindre de schiste chloriteux (S3) | 4M5b ou SP : paraschiste à biotite | Groupe de Pontiac : schiste à biotite, gneiss à biotite (11); proportion moindre de quartzite, grauwacke (7) |
| nApo1a | Apo1 : schiste à biotite injecté de pegmatite | Apo1 : schiste à biotite et gneiss à biotite injectés de pegmatite | Apo1 : schiste à biotite injecté de granite | 4MY ou SI : paraschiste à biotite injecté | ||||||||||||||||||||||||||||
| nApo1b | Apo1 : schiste à biotite silicifié | Groupe de Pontiac : Zone de silicification | Groupe de Pontiac : zone silicifiée | 4M5b : un peu de conglomérat | ||||||||||||||||||||||||||||
| nApo2 | Apo2 : claystone, localement graphiteux | Apo2 : conglomérat monogénique et conglomérat | Apo2 : schiste à hornblende, conglomérat et schiste à graphite | Apo2 : conglomérat polygénique | Quelques bancs de conglomérat (3b) | |||||||||||||||||||||||||||
| nApo3 | Apo3 : formation de fer à oxydes | Apo3 : formation de fer | ||||||||||||||||||||||||||||||
| nApo4 | Groupe de Pontiac : roches volcaniques mafiques à ultrmafiques interstratifiées | Apo4 : volcanites ultramafiques et mafiques | Apo4 : volcanites ultramafiques et mafiques | Apo4 : basalte ou roches volcaniques ultramafiques | Apo4 : basalte et volcanites ultramafiques (en coulées massives ou coussinées), localement basalte magnésien | Apo4 : komatiite (volcanite ultramafique)
Apo : basalte et amphibolite |
Apo4 : volcanite ultramafique et serpentinite, localement roche intrusive ultramafique | Apo2 : komatiite | Apo2 : coulées de laves ultrmafiques komatiitiques | Agt2 (Formation du Lac Gaotanga) : roche ultramafique sans structure volcanique conservée | Apo4 : métakomatiite serpentinisée avec ou sans spinifex et volcanite mafique indifférenciée | Apo4 : komatiite | Apo4 : basalte | Groupe de Pontiac : coulées de laves ultramafiques komatiitiques (Poσ) | Formation d’Opasatica : talcschiste (3Eij), serpentinite (3Ed), trémolitite (3Em Mg), amphibolite à actinote (3Em Fe) | 4 : roches ultramafiques | Complexe d’Opasatica (nApo4) : schiste talqueux (3Eij), serpentinite (3Ed), amphibolite (3Em), hornblendite (3H) | |||||||||||||||
| nApo5 | Apo5 : quartzite | Apo5 : gneiss à hornblende | Apo5 : gneiss à hornblende et gneiss granitique | M6 : gneiss granitique gris | Apo5 : gneiss à hornblende | Apo1 : gneiss à biotite et hornblende avec localement gneiss à hornblende (injecté de pegmatite) | Apo5 : gneiss à biotite, migmatite, gneiss quartzo-feldspathique et amphibolite | Groupe de Pontiac : méta-arkose et/ou roches granitoïdes gneissiques (M7S2) | 3 : gneiss quartzofeldspathique plus ou moins migmatitisé et un peu d’amphibolite
3g : schiste à graphite et sulfures |
8 : gneiss granitique gris | SP : paraschiste à biotite | 5 : schiste à hornblende, gneiss à hornblende | ||||||||||||||||||||
| nApo6 | Apo : andésite, diorite et amphibolite | V2J : andésite, localement coussinée ou amphibolitisée | V2J : Andésite amphibolitisée | 9 : andésite transformée en amphibolite | ||||||||||||||||||||||||||||
| nApo7 | Agv (Formation du Grand Lac Victoria : métagrauwacke | Agv (Formation du Grand Lac Victoria : métagrauwacke migmatitisé | M8, BO : schiste à biotite
M4, BO : paragneiss à biotite |
Groupe de Pontiac : paragneiss indifférencié (Ps) | 3c : métagrauwacke migmatitisé | Roche ultramafique (serpentinite) intercalée dans 3 (4) |
Description
Le Groupe de Pontiac est formé de roches supracrustales dominées par des roches (méta)sédimentaires relativement immatures (Camiré et al., 1993b; Richer-Laflèche et al., 2020). Les roches les plus abondantes sont du wacke, du mudrock et du schiste à biotite (nApo1). Ces roches comportent des passées de conglomérat, de claystone graphiteux et de schiste à graphite localement différenciées en carte (nApo2) ainsi que des niveaux de formation de fer à oxydes (nApo3). Elles sont interstratifiées avec des roches volcaniques mafiques à ultramafiques (nApo4) et, par endroits, de l’amphibolite dérivée d’andésite (nApo6). Enfin, les roches métasédimentaires montrent localement un niveau plus élevé de métamorphisme et/ou de déformation, comme en témoigne la présence de gneiss quartzo-feldspathique à hornblende et biotite (nApo5) et de paragneiss migmatitisé (nApo7).
Groupe de Pontiac 1 (nApo1) : Wacke, siltstone, mudrock et schiste à biotite
L’unité nApo1 est l’unité dominante du Groupe de Pontiac. Elle est constituée de grès interstratifié avec du siltstone et du mudrock, le tout variablement métamorphisé et déformé (p. ex. Desrochers et al., 1991a, b; Camiré et Burg, 1993a; Benn et al., 1994; Desrochers et al., 1996; Couture et Goutier, 1996; Pilote et al., 2000; Fallara et al., 2000; Moorhead et al., 2000; Richer-Laflèche et al., 2020). La déformation est hétérogène et le métamorphisme tend à augmenter vers le nord, et plus spécifiquement en se rapprochant de grandes masses batholitiques qui caractérisent la partie centrale de la Sous-province de Pontiac.
Dans les secteurs peu métamorphisés, les roches sédimentaires de l’unité nApo1 sont constituées de wacke relativement massif, par endroits granoclassé, et montrant localement de petites bandes silteuses et pélitiques (Fallara et al., 2000; Richer-Laflèche et al., 2020). En affleurement, les roches présentent une couleur d’altération variable : brun pâle pour le (méta)grès qui passe au brun foncé pour la (méta)pélite (Desrochers et al., 1991a, b; Desrochers et al., 1996). Les roches métasédimentaires sont en général bien litées et les structures primaires (granoclassement, rides, chenalisations, structures de flammes, empreintes de charge) ainsi que les polarités stratigraphiques (généralement vers le nord dans les roches sédimentaires) sont bien conservées (Desrochers et al., 1991a, b; Desrochers et al., 1996; Fallara et al., 2000). Les bancs gréseux mesurent généralement entre 5 et 30 cm d’épaisseur, mais quelques-uns peuvent atteindre jusqu’à 1,5 m (Desrochers et al., 1991a, b; Desrochers et al., 1996; Moorhead et al., 2000).
Les lames minces de grès peu déformé et faiblement recristallisé montrent des fragments de quartz (clastes) bien préservés (Desrochers et al., 1991a, b; Pilote et al., 2000; Desrochers et al., 1996; Richer-Laflèche et al., 2020). Ces derniers sont essentiellement monocristallins et constituent 30 à 35 % du volume de la roche. À l’opposé, les grains de feldspath sont très altérés (séricitisés) et relativement peu abondants (<10 %). La granulométrie moyenne ainsi que l’abondance relative de la matrice (<70 % du volume de la roche) et des grains de quartz indiquent que ce grès serait du wacke quartzeux. De plus, étant donné le métamorphisme ayant affecté ces roches et la nature instable des grains de feldspaths et des grains lithiques volcaniques, il semble que le protolite soit du wacke quartzo-felsdspatique. Des proportions mineures d’apatite, de rutile, de zircon et de pyrite sont également observées (Desrochers et al., 1996; Fallara et al., 2000).
Malgré la présence de roches peu déformées dans un secteur donné, les roches à proximité peuvent être déformées le long de corridors de déformation (Richer-Laflèche et al., 2020). À l’intérieur de ceux-ci, la foliation est mieux développée et des plis peuvent être observés. Ces zones de déformation sont habituellement associées à la présence de veines de quartz déformées. Les roches présentent alors un rubanement tectonique qui est parallèle à la schistosité (Desrochers et al., 1996) et qui se superpose à des segments plus ou moins longs du véritable plan stratigraphique (Pilote et al., 2000; Moorhead et al., 2000). Ce dernier est accompagné d’une linéation minérale (étirement) dans le sens du pendage (Couture et Goutier, 1996).
Dans les roches plus déformées et métamorphisées, la granulométrie des feuillets de biotite devient plus grossière et, localement, des porphyroblastes de muscovite sont observables en affleurement (Richer-Laflèche et al., 2020). Ces roches sont de plus coupées par plusieurs générations de veines (ou dykes) de granitoïdes majoritairement potassiques et par endroits sodiques. Une déformation (foliation) intense des roches métasédimentaires du Groupe de Pontiac à proximité de la zone de contact avec les roches métavolcaniques du Groupe de Baby a été observée.
En lame mince, les roches plus métamorphisées et déformées sont caractérisées par la présence d’une proportion importante de biotite et une microstructure granoblastique polygonale (quartz et feldspath) liée à la recristallisation et à l’augmentation du grade métamorphique (Desrochers et al., 1991a, b; Desrochers et al., 1996; Moorhead et al., 2000; Fallara et al., 2000; Richer-Laflèche et al., 2020). La foliation principale est définie par un alignement relativement continu de cristaux de biotite donnant une texture lépidoblastique à la roche. Une seconde génération de biotite, brunâtre en lumière naturelle, est clairement postcinématique et ne possède pas d’orientation préférentielle. La muscovite est présente en très faibles proportions dans la majorité des roches, mais prend la forme de porphyroblastes qui coupent les feuillets de biotite à mesure qu’on se rapproche du Batholite du Réservoir Decelles. Les plages porphyroblastiques sont riches en muscovite et cette dernière est par endroits entremêlée avec de sillimanite (fibrolite) (Kish, 1971; Goutier, 1999 [31M07-200-0101]). La sillimanite est communément accompagnée de grenat et de staurotide ponctuelle ou d’andalousite (Kish, 1971; Rive, 1976). Localement, certaines roches métasédimentaires présentent une déstabilisation rétrograde de la biotite en chlorite, ainsi que de fines aiguilles ou porphyroblastes d’amphibole et une faible proportion d’épidote (Desrochers et al., 1991a, b; Desrochers et al., 1996; Moorhead et al., 2000; Fallara et al., 2000; Richer-Laflèche et al., 2020). Le carbonate peut être abondant de part et d’autre des zones riches en biotite (Fallara et al., 2000). Certaines roches contiennent ~1 % de tourmaline vert kaki, au cœur vert bleuté et partiellement zonée. La présence locale de staurotide, l’absence quasi totale de grenat et de chloritoïdes ainsi que la nature rétrograde de la chlorite suggèrent un métamorphisme régional au faciès des amphibolites (Richer-Laflèche et al., 2020). Étant donné que plusieurs roches n’ont conservé aucune évidence de texture primaire et montrent plutôt une texture et un assemblage minéralogique de nature métamorphique, il convient de les identifier comme des schistes (Desrochers et al., 1991a, b; Desrochers et al., 1996; Fallara et al., 2000).
Les roches sédimentaires de la partie nord du Groupe de Pontiac sont caractérisées par des faciès de turbidites (Gariépy et al., 1984; Fallara et al., 2000) qui ont vraisemblablement été déposées dans des environnements marins profonds. Camiré et al. (1993b) ont démontré la nature immature de ces roches sédimentaires qui seraient dérivées de sources à dominance felsique. La géochimie des éléments majeurs et traces indique que les roches sédimentaires du Groupe du Pontiac semblent provenir d’une source de composition intermédiaire (Fallara et al., 2000; Richer-Laflèche et al., 2020). Elles tombent précisément dans le champ des roches volcanoclastiques calco-alcalines intermédiaires du Groupe de Baby. Toutefois, même si ces roches peuvent avoir contribué au volume de particules sédimentaires, notons que les tonalites du Batholite de Belleterre-Fugèreville – plus anciennes que les roches du Groupe de Pontiac – pourraient également être une source potentielle. Généralement, les roches les plus altérées du camp minier de Malartic (feuillet 32D01-200-0102) se distinguent des roches fraiches du Groupe de Pontiac par un enrichissement en Fe2O3T, MgO, K2O, Au et W, suivi d’un appauvrissement en SiO2, Al2O3, Na2O et TiO2 (Fallara et al., 2000).
Plusieurs zones aurifères sont localisées au sud de la ville de Malartic. Dans le Groupe de Pontiac, certaines d’entre elles sont distribuées le long de la Faille de Sladen qui coupe le wacke (p. ex. Fallara et al., 2000). D’autres sont contenues à l’intérieur d’amas intrusifs injectés dans le wacke, ou dans des filons-couches dispersés dans le domaine lithostratigraphique du Groupe de Pontiac, et peuvent être observées sur une distance d’au moins 600 m au sud de la Faille de Sladen. Le tonnage des zones aurifères du second groupe est cependant plus faible comparativement à celui des zones aurifères situées le long de la faille de Sladen. D’un point de vue structural, les halos d’altération sont spatialement associés à des réseaux de fractures conjuguées affectant les diverses lithologies. Les failles et fractures ont accru la perméabilité de la roche et, par conséquent, la porosité nécessaire à la circulation de solutions hydrothermales aurifères. Des zones minéralisées en cuivre, en zinc, en plomb, en argent, en nickel et en béryl sont également observées dans les roches (méta)sédimentaires du Groupe de Pontiac, communément en association avec la présence de pegmatite.
Groupe de Pontiac 1a (nApo1a) : Schiste à biotite coupé par du granite localement pegmatitique
Le schiste à biotite est par endroits coupé de façon complexe par du granite, lequel est localement pegmatitique (Frieman, 1957a; Kish, 1966, 1971; Rive, 1974; Goutier, 1999 [feuillet 31M07-200-0101-0102]; Doucet, 1999 [31M09]; Bélanger, 1999 [feuillet 31M16]; Beausoleil, 2000 [feuillet 31M06-200-0102]). L’injection est principalement de nature lit par lit, le long du plan de schistosité, mais également selon des tracés irréguliers (Kish, 1966, 1971). Le contact entre les roches métasédimentaires et le granite est net (Kish, 1971). Le granite injecté est leucocrate et principalement composé de microcline perthitique et de quartz (Frieman, 1957a; Kish, 1961). Ce dernier forme des excroissances graphiques avec le microcline ou apparaît sous forme de filonnets ou de petites lentilles. Les minéraux accessoires sont l’albite, la muscovite, la biotite, le grenat, la tourmaline, la magnétite et l’apatite.
Groupe de Pontiac 1b (nApo1b) : Schiste à biotite silicifié
Des zones de silicification ont été reconnues dans le schiste à biotite (métagrauwacke) de la région du lac Montbeillard (feuillet 32D03) (Van de Walle, 1971; Beausoleil et al., 2003 [feuillet 32D03-200-0102-0202]). Selon Van de Walle (1971), la silicification s’est faite par substitution dans la masse de métagrauwacke. La roche prend alors un aspect cherteux verdâtre et devient dure et cassante. Ces zones silicifiées sont associées à une minéralisation en plomb-cuivre-zinc (Van de Walle, 1971).
Groupe de Pontiac 2 (nApo2) : Conglomérat monogénique et polygénique, claystone localement graphiteux, schiste à graphite
Localement, notamment près du lac McNab (feuillets 31M06-200-0102 et 31M07-200-0101) ainsi que dans les régions de Winneway (feuillet 31M10-200-0102) et du lac Beauchastel (feuillet 32D03-200-0202), on note du conglomérat polygénique à cailloux dans la séquence sédimentaire (Wilson, 1962; Kish, 1966; Rive, 1975; Goutier, 1999 in MRNF, 2010a [feuillet 31M07-200-0101]; Goutier, 1999 in MRNF, 2010a [feuillet 31M10-200-0102]; Beausoleil, 2000 in MRNF, 2010a [feuillet 31M06-200-0102]). Les cailloux se composent de matériel riche en quartz et diffèrent légèrement de la matrice schisteuse.
On fait la distinction entre les différentes lithologies : claystone localement graphiteux, shale noir graphiteux et schiste à graphite. Ces dernières sont localement individualisées en carte dans le métawacke de l’unité nApo1 (Rive, 1975; Goutier, 1999 in MRNF, 2010a [feuillet 31M10-200-0102]; Fallara et al., 2005 in MRNF, 2010d [feuillet 32D01-200-0101-0102]).
Groupe de Pontiac 3 (nApo3) : Formation de fer à oxydes
Des niveaux de formation de fer à magnétite-hématite de <50 cm sont observés en bordure sud et SW de la propriété Colonie, à 6 km au SWE de la mine Canadian Malartic (feuillet 32D01-200-0102; Fallara et al., 2000). Ces niveaux forment des bandes magnétiques très amphibolitisées et grenatifères. Rive (1974) cartographie également un faciès riche en magnétite dans la région de Winneway (feuillet 31M07-200-0102).
Groupe de Pontiac 4 (nApo4) : Roche volcanique mafique à ultramafique, komatiite, serpentinite, talcschiste et amphibolite
L’unité nApo4 est constituée de roches volcaniques mafiques à ultramafiques (filons-couches) interstratifiées avec les roches métasédimentaires du Groupe de Pontiac (nApo1; Van de Walle, 1971, 1978; Lestra, 1972; Rive, 1975; Camiré et al., 1993c; Richer-Laflèche et al., 2020). Van de Walle (1971, 1978) avait introduit la « Formation d’Opasatica » pour décrire des bandes de roches de composition mafique à ultramafique entourant les lacs Opasatica et Evain (feuillet 32D03 sud). Malgré l’effet du métamorphisme (faciès des schistes verts et des amphibolites), certaines structures sont encore reconnaissables sur les affleurements et permettent de conclure qu’elles sont d’origine extrusive (Van de Walle, 1978). Parmi celles-ci, on note des structures de trempe caractérisées par le développement de larges cristaux squelettiques d’olivine et de pyroxène imbriqués de manière complexe qui, suite à l’altération météorique, exhibent des structures hachurées se rapprochant de structures à spinifex (Rive, 1975) et, localement, des structures polygonales de craquelures (pseudocoussins) (Lestra, 1972) et d’autres ressemblant à des brèches ou des agglomérats.
L’aspect macroscopique des roches ultramafiques est très varié dû aux effets du métamorphisme et du métasomatisme ainsi qu’à des variations de composition chimique des laves (Van de Walle, 1971, 1978). Quatre termes lithologiques représentent ces roches : serpentinite, talcschiste, trémolitite et amphibolite à actinote. L’ordre de ces termes correspond en gros à des teneurs décroissantes en MgO, c.-à-d. à des roches de moins en moins ultramafiques. Cependant, sur le terrain, le passage de l’une à l’autre de ces lithologies est graduel, ce qui rend difficile une cartographie basée sur des limites lithologiques trop précises. Tous ces types de lithologie sont le résultat d’un métamorphisme rétrograde sur des roches mafiques à ultramafiques.
La serpentinite pure est relativement peu commune (Van de Walle, 1971, 1978; Lestra, 1972). La roche est typiquement vert sombre et montre localement un liséré vert pomme sur les cassures. Elle est massive, cryptocristalline et résiliente. Par endroits, des minéraux asbestiformes (autre que le chrysotile) tapissent les fractures sinueuses. La magnétite est en général finement dispersée, mais est localement concentrée en veinules de 2 à 5 mm d’épaisseur. La roche semble sensible à la carbonatation ainsi qu’à la stéatitisation (hydratation et carbonatation) et passe graduellement au talcschiste. En lame mince, la serpentinite est constituée à près de 90 % d’antigorite (Lestra, 1972; Van de Walle, 1978). Une variété de chlorite aux propriétés optiques caractéristiques y est communément associée. Le talc et le carbonate sont quasi omniprésents. De la magnétite très fine se concentre en traînées sinueuses et semble suggérer localement des contours d’olivine préexistante. La composition de cette roche correspond à une péridotite pauvre en fer.
Le talcschiste est commun et résulte d’une altération secondaire (stéatitisation) (Van de Walle, 1971, 1978). Des zones ou poches constituées presqu’exclusivement de talc ont été observées à quelques endroits. Bien que le talcschiste en contienne rarement >20 %, le talc confère à la roche ses propriétés les plus typiques. De teinte gris-vert relativement claire (localement blanchâtre), celui-ci est très tendre, hétérogène et montre une cassure irrégulière et écailleuse (Van de Walle, 1971, 1978; Lestra, 1972). Les structures polygonales sont bien représentées dans ces roches, mais une schistosité secondaire leur donne communément une apparence écailleuse. Les autres minéraux sont les carbonates (calcite et dolomie), l’antigorite et la chlorite. Cette dernière se présente en nodules aplatis ou en écailles qui résistent généralement mieux à l’érosion. Les carbonates peuvent constituer jusqu’à 20 % de la roche et sont disséminés dans la masse ou recristallisés sous forme de cristaux rhombiques (communément en cavités) rose brunâtre. De la trémolite vert pâle en aiguilles flexueuses est présente localement. Avec l’augmentation de la proportion de trémolite, la roche passe graduellement à une trémolitite. Un minéral du groupe de la clintonite (seybertite?) est très commun dans ce type de roche ultramafique. Macroscopiquement, il se confond avec la chlorite et la biotite. Sa teinte verdâtre perlé laisse voir par endroits des reflets cuivrés semblables à ceux de la phlogopite. La clintonite cristallise en plaquettes groupées ou alignées, ce qui permet à la roche de s’écailler facilement. La magnétite est le minéral accessoire le plus commun. Elle se présente en cristaux idiomorphes octaédriques (jusqu’à 0,5 cm) dans les roches fortement stéatitisées riches en talc. De la pyrite en cubes bien développés (jusqu’à 1 cm) peut être abondante dans certains talcschistes carbonatés. Elle est généralement magnétique à cause de la présence d’inclusions microscopiques de magnétite. Une foliation prononcée est typique près des contacts entre les roches ultramafiques (principalement le talcschiste incompétent) et les roches métasédimentaires (Van de Wallle, 1978). Par ailleurs, le talcschiste se développe le mieux dans les zones fortement plissées. La teneur en MgO oscille entre 25 et 30 %.
La trémolitite comprend les assemblages minéralogiques les plus couramment observés dans l’unité nApo4 (Van de Walle, 1978). Les phases monominéraliques avec une proportion de trémolite de >90 % sont très communes. La roche est généralement claire à vert olivâtre, bien que les variétés riches en chlorite peuvent être assez sombres. Contrairement au talcschiste, la trémolitite est généralement dense, massive et résistante. Quelques structures de trempe (« chicken tracks », spinifex) ont été observées. La trémolite est vert pâle à gris blanchâtre en échantillon mégascopique, mais elle est généralement incolore en lame mince. La chlorite et la clintonite sont les autres minéraux les plus couramment rencontrés. La clintonite est communément recristallisée en grandes paillettes (0,5 cm) cassantes, mais résistantes à l’érosion. La magnétite n’est pas abondante et n’est visible qu’en lame mince. La pyrrhotite, localement nickélifère, est finement disséminée. La teneur en MgO de la trémolitite est de ~20 %.
L’amphibolite ferrifère se différencie de la roche trémolitique par sa couleur vert sombre à noire et par sa texture plus grossière (Van de Walle, 1978). Les analyses lithogéochimiques révèlent que la distinction faite sur le terrain est justifiée par le caractère nettement plus basaltique de cette roche. La teneur en MgO oscille autour de 15 %, ce qui indique qu’elle est dérivée de basalte magnésien. Cette amphibolite est à peu près monominéralique (amphibole). En lame mince, les amphiboles sont en général fortement colorées et consistent probablement en actinote plus ou moins ferrifère. Cependant, des caractéristiques optiques variées (pléochroïsme, angle d’extinction, biréfringence) indiquent l’existence de plusieurs variétés d’amphibole. Celles-ci forment soit un fin feutrage communément en gerbes ployées, soit de gros éléments porphyroblastiques. On observe ici et là de petites plages felsiques probablement plagioclasiques. La magnétite n’a pas été clairement décelée, mais des sulfures disséminés (pyrrhotite et chalcopyrite) sont généralement visibles. Les autres minéraux accessoires sont la biotite et la clinozoïsite. L’amphibolite montre une tendance marquée de recristallisation en roche à grain grossier, voire pegmatoïde.
Du basalte relativement frais est observé à ~6 km au sud de la ville de Malartic, au pourtour d’une intrusion felsique porphyroïde de forme sigmoïde (Fallara et al., 2000). Ce dernier est localement coussiné et bréchifié, mais les structures primaires (pédoncules) sont fortement étirées par la déformation tectonique oblitérant les relations stratigraphiques avec les komatiites et les roches sédimentaires encaissantes. Le basalte frais est généralement nématoblastique ou lépidoblastique et plus rarement porphyroblastique. La biotite en amas, l’actinote, le plagioclase (séricitisé) et les carbonates constituent les principaux minéraux, alors que les minéraux accessoires sont l’apatite, le sphène, le zircon et les minéraux opaques. Les roches volcaniques mafiques sont d’affinité tholéiitique.
De l’amphibolite d’apparence litée a été observée par endroits. Il s’agit vraisemblablement de niveaux de tuf associés au même volcanisme, mais situés à des distances variables des centres éruptifs. La présence de minces niveaux (2 à 15 cm d’épaisseur sur plusieurs dizaines de mètres) de métatuf de composition mafique est également notée dans les régions de Val-d’Or et de Malartic (feuillets 32C04 sud et 32D01); ces derniers constituent <1 % des lithologies et sont non différenciés en carte (Desrochers et al., 1991a, b; Desrochers et al., 1996; Pilote et al., 2000). Ce métatuf se distingue des lithologies sédimentaires de l’unité nApo1 par sa couleur verdâtre et son aspect poreux. Le tuf est composé d’une matrice de quartz recristallisé et de chlorite contenant <10 % de plagioclase, dans laquelle baignent localement jusqu’à 5 % de fragments de roches volcaniques intermédiaires à felsiques dont la taille varie entre 0,3 et 2,5 cm (Desrochers et al., 1996).
Dans les encaissants métasédimentaires au contact avec les nappes ultramafiques, un enrichissement en sulfures est communément noté (Van de Walle, 1971, 1978). Des bandes stratiformes de 0,3 à 4,5 m contenant 10 à 30 % de pyrrhotite s’alignent selon une orientation parallèle aux niveaux ultramafiques. Des bancs minces (10 à 40 cm) de roche quartzitique ou cherteuse blanche sont associés à du schiste graphiteux dans ces bandes stratiformes. La pyrrhotite est irrégulièrement nickélifère, tandis que la chalcopyrite (~0,4 % Cu) et la sphalérite sont présentes localement. Bien que généralement faibles (0,1 à 0,2 % Ni), les teneurs en nickel dans la pyrite sont localement appréciables (0,5 à 1,0 % Ni) (Van de Walle, 1978). D’après des études réalisées en Australie (Groves et al., 1976) et au Québec (Imreh, 1972, 1975), les concentrations nickélifères sont associées aux coulées les plus magnésiennes et les plus pauvres en CaO, Al2O3 et TiO2, mais pas nécessairement dunitiques. Ces coulées sont normalement situées à la base des empilements volcaniques à caractère ultramafique. Si tel est le cas, la prospection pour le nickel devrait d’abord se concentrer près des formations ultramafiques les plus magnésiennes (serpentinites) déjà connues (Van de Walle, 1978).
Les roches métavolcaniques de l’unité nApo4 ont une composition chimique intermédiaire entre le basalte et la péridotite et pourraient correspondre à une suite komatiitique (Van de Walle, 1978; Richer-Laflèche et al., 2020). La serpentinite et le talcschiste représenteraient des komatiites péridotitiques; la trémolitite et l’amphibolite représenteraient des komatiites basaltiques. Les roches ultramafiques, principalement la serpentinite et le talcschiste, sont magnétiques par endroits. De minces niveaux d’une épaisseur variant de 10 à 300 m de roche volcanique interstratifiés dans les roches sédimentaires du Groupe de Pontiac, dans le canton de Fournière, à ~4 km au sud et SW de la ville de Malartic (feuillet 32D01-200-0102), sont constitués de komatiite et de basalte (Fallara et al., 2000). En affleurement, la komatiite présente une patine vert foncé bleuté et des structures primaires telles que des coussins ou des spinifex orientés de façon aléatoire. La roche est de granulométrie très fine à fine et essentiellement composée d’actinote et de trémolite. En lame mince, elle est foliée et constituée principalement de biotite décolorée vert kaki pâle, de mica blanc, d’amphibole blanche et de carbonate disséminé dans la roche en cristaux individuels allongés parallèlement à la foliation ou en amas et en veinules de quelques millimètres de longueur et d’épaisseur, lui conférant un aspect « fibreux ». Quelques textures de spinifex (5 à 7 mm de longueur) ont été observées. L’amphibole bleu vert est fibroradiée à radiée et séparées par des rangées (<1 mm) de biotite fine. Le carbonate est abondant, particulièrement entre les textures à spinifex, et distribué près du plagioclase, mais forme aussi des filonnets et des veinules (<1 mm) où il est grossier. Des coulées de lave ultramafique komatiitique ont également été décrites dans la région du lac Sabourin (feuillet 31N13; Imreh, 1984).
Selon Richer-Laflèche et al. (2020), les roches mafiques et ultramafiques de l’unité nApo4 du Groupe de Pontiac sont des vestiges de komatiite et de basalte tholéiitique qui sont semblables, du point de vue de la composition, aux roches volcaniques juvéniles de la ceinture de roches vertes de l’Abitibi. Ces roches supracrustales sont associées à des nappes tectoniques à charriage vers le sud et le SW (Camiré et Burg, 1993a).
Groupe de Pontiac 5 (nApo5) : Gneiss à hornblende et biotite, gneiss granitique et quartzo-feldspathique, quartzite
Van der Leeden (1978) a défini un complexe de gneiss quartzo-feldspathique rubané, plus ou moins migmatitisé, d’amphibolite et de schiste à graphite et sulfures dans la région du lac Allard (feuillet 31M07-200-0101). Cette unité est composée de plusieurs phases dont les gneiss quartzo-feldspathiques à hornblende-biotite, à hornblende ou à biotite qui sont prédominants. Ces gneiss sont verdâtres en surface d’altération dû à la présence occasionnelle d’épidote, de chlorite et de hornblende et contiennent ordinairement des sulfures de fer en proportion mineure. Le gneiss rubané est caractérisé par l’alternance de bandes quartzo-feldspathiques prédominantes et de bandes riches en minéraux ferromagnésiens (biotite et/ou hornblende) (Rive, 1974). Les évidences de remobilisation de nature stromatique sont nombreuses et le leucosome est généralement rosâtre (Rive, 1974; Van der Leeden, 1978). Le gneiss renferme communément des intercalations d’amphibolite foliée dont l’origine est probablement volcanique. Quelques intercalations de schiste à chlorite-muscovite sont également présentes (Van der Leeden, 1978). Dans le gneiss et le schiste à graphite-sulfures de fer-biotite (localement muscovite), la pyrrhotite et la pyrite sont les sulfures les plus abondants, accompagnées de traces de chalcopyrite et de sphalérite localement. Ces roches à graphite sont faciles à reconnaître grâce à leur patine d’altération rouille. Elles prennent la forme de minces niveaux d’une épaisseur maximale de 4 m qui sont généralement interstratifiés dans l’amphibolite ou le gneiss à hornblende-biotite. Selon Van der Leeden (1978), les roches de cette unité font partie d’une plus grande unité de paraschiste à biotite définie par Kish (1971), laquelle inclut les unités nApo1 et nApo5 actuelles dans la région du lac Allard (feuillet 31M07).
Similairement, du gneiss quartzo-feldspathique, du schiste quartzo-feldspathique, du gneiss quartzo-feldspathique à biotite et hornblende et du gneiss à hornblende ont été identifiés dans les régions de Winneway (feuillet 31M10-200-0202), de Roulier, à la frontière avec l’Ontario (feuillet 31M13-200-0102) et de la baie Caron (feuillets 32D02-200-0101 et 32D03-200-0102) (Chagnon, 1968; Gobeil, 1982; Beausoleil et al., 2003 in MRNF, 2010d [feuillet 32D03-200-0102]; Beausoleil et Bélanger, 2005 in MRNF, 2010d [feuillet 32D02-200-0101]). Ces roches sont considérées comme l’équivalent métamorphisé du wacke de l’unité nApo1 et celles-ci ne sont pas toujours différenciées des roches de cette unité. Selon Gobeil (1982), la différence entre le schiste à hornblende (essentiellement nApo1) et le gneiss à hornblende se situe au niveau de la granulométrie : le schiste est à grain fin, alors que le gneiss est à grain moyen à grossier. Il s’agit donc principalement d’une différence texturale. Le gneiss montre également une texture granoblastique et diffère du schiste par une plus grande cohésion. L’orientation planaire du gneiss est soulignée par l’orientation des minéraux micacés ou des amphiboles.
L’unité nApo5 comprend également quelques occurrences de méta-arkose et de roches granitoïdes gneissiques stratiformes (feuillet 32D03-200-0102), dont la texture gneissique est marquée par des agrégats de biotite de quelques centimètres qui sont fortement aplatis selon une direction conforme aux schistes de l’unité nApo1, et qui se distinguent de ces derniers par leur teneur en feldspath (Van de Walle, 1978), ainsi que de gneiss granitique gris non différencié de l’orthogneiss de la Province de Grenville (feuillet 31N11-200-0201; Chagnon, 1976) et de quartzite (feuillet 32D01-200-0101; Fallara et al., 2005).
Groupe de Pontiac 6 (nApo6) : Amphibolite d’andésite
L’unité nApo6 est constituée d’amphibolite dérivée d’andésite (Chagnon, 1976). Elle affleure principalement dans la région du lac Garnet (coin NW du feuillet 31N11-200-0201 et coin SE du feuillet 31N14-200-0101) et semble représenter une ou plusieurs enclaves kilométriques dans la pegmatite et le granite du Batholite du Réservoir Decelles. La roche est vert foncé, à grain fin et massive ou légèrement schisteuse. Elle consiste principalement en courts cristaux prismatiques d’amphibole vert pâle avec quelques grains de feldspath, de quartz, de carbonate et de pyrite. En lame mince, l’amphibole (~96 %) est pléochroïque (vert pâle à foncé) et se présente sous forme de grains allongés selon une orientation commune. Le plagioclase est peu abondant (~2 %) et légèrement altéré. Les minéraux accessoires sont les oxydes de fer et la pyrite. En affleurement, des structures ressemblant quelque peu à des coussinets sont visibles, mais ces structures peuvent résulter de la météorisation le long des plans de diaclase. De l’andésite et de l’amphibolite associées sont également répertoriées au sud du lac Bousquet (feuillet 32D02-200-0202), à proximité des roches mafiques à ultramafiques de l’unité nApo4.
Groupe de Pontiac 7 (nApo7) : Paragneiss migmatitisé
L’unité nApo7 est constituée de métagrauwacke intensément migmatitisé (Rive, 1976). Il s’agit de l’équivalent remobilisé du métagrauwacke de l’unité nApo1. Cependant, il n’est pas différencié en carte du métagrauwacke migmatitisé des régions du lac Gaotanaga et du Grand lac Victoria, appartenant à la Province de Grenville (Complexe du Grand Lac Victoria, unité Aglv1). Le métagrauwacke migmatitisé du Groupe de Pontiac montre des paragenèses à sillimanite-cordiérite-muscovite dans la partie médiane du lac Granet (feuillets 31N12-200-0202 et 31N13-200-0102) ainsi qu’au lac Bend (centre du feuillet 31N12). Dans la partie est de l’unité (feuillet 31N11-200-0201), Imreh (1984) identifie du paragneiss indifférencié, sans plus de précision, qu’il distingue seulement localement du grauwacke de l’unité nApo1.
Épaisseur et distribution
Le Groupe de Pontiac est occupe une grande étendue de la Sous-province de Pontiac et est couvert à différents degrés par 18 feuillets SNRC (31M06 à 31M16, 31N11 à 31N14, 32C03, 32C04 et 32D01 à 32D03). Il est particulièrement abondant dans le nord de la sous-province, où il affleure en continu sur une distance E-W de >160 km. Les roches (méta)sédimentaires de l’unité nApo1 sont largement les plus répandues, suivi des roches mafiques à ultramafiques de l’unité nApo4. Les roches migmatitiques de l’unité nApo7 sont localisées à la bordure SE de la Sous-province de Pontiac, au contact avec la Province de Grenville. Les roches des unités nApo2, nApo3, nApo5 et nApo6 forment des corps lenticulaires d’au plus quelques kilomètres de longueur, principalement à l’intérieur de l’unité nApo1.
Datation
Des datations Pb-Pb mesurées sur les plus jeunes zircons détritiques des roches (méta)sédimentaires du Groupe de Pontiac prélevés dans différentes régions ont donné des âges minimaux de sédimentation de 2683 ±1 Ma (Mortensen et Card, 1993) et de 2686,6 ±4,2 Ma à 2695 ±4,2 Ma (Davis, 2002). Les plus vieux zircons observés dans ces roches ont donné des âges allant jusqu’à 3028 ±3,6 Ma (Davis, 2002). En fonction de ces résultats et de l’âge du Pluton de Fournière à 2682,4 ±1 Ma (Davis, 2002 [2678,2 ±3 Ma selon David, 2020]) qui coupe les roches (méta)sédimentaires du Groupe de Pontiac, Davis (2002) a estimé l’âge de dépôt du grauwacke à 2685 ±3 Ma.
Frieman et al. (2017) ont analysé les zircons détritiques de deux échantillons de roches du Groupe de Pontiac prélevés dans les secteurs nord (sud de Rouyn-Noranda) et sud-ouest (frontière Québec-Ontario) de la Sous-province de Pontiac. Ces nouvelles données de haute précision permettent d’évaluer l’âge de sédimentation ainsi que celles des sources impliquées lors du dépôt des sédiments du Groupe de Pontiac (Richer-Laflèche et al., 2020). Les plus jeunes zircons provenant de l’analyse de Frieman et al. (2017) ont des âges de ~2680 Ma, alors que ~80 % des zircons détritiques ont des âges situés entre 2680 et 2775-2800 Ma, et ~20 % des zircons sont plus âgés (~2775 à ~2925 Ma). Les plus vieux zircons observés dans le grès du Groupe de Pontiac ont des âges de ~3050, ~3075 et ~3160 Ma.
| Unité | Échantillon | Système isotopique | Minéral/Matériel | Âge de cristallisation (Ma) | (+) | (-) | Âge maximal de dépôt (Ma) | (+) | (-) | Âge détritique (Ma) | (+) | (-) | Référence(s) |
|
nApo1 (feuillet 32D02) |
PS-1 | Pb-Pb | Zircon | ~2680 à ~2775 (~80 %)
>2775 (~20 %) |
Frieman et al., 2017 | ||||||||
|
nApo1 (feuillet 31M12) |
PS-2 | Pb-Pb | Zircon | ~2680 à ~2800
~2800 à ~2925 (~21 %) |
|||||||||
|
nApo1 (feuillet 31M11) |
DD90-23 | Pb-Pb | Zircon | 2688 | 4 | 4 | 2694,1
2698,9 2786,7 (estimé) 2814,1 |
2,6
3,6 28 3 |
2,6
3,6 28 3 |
Davis, 2002 | |||
|
nApo1 (feuillet 32D03) |
DD90-54 | Pb-Pb | Zircon | 2695 | 4,2 | 4,2 | 2782,2
2825,6 3028 |
1,8
7 3,6 |
1,8
7 3,6 |
||||
|
nApo1 (feuillet 31N13) |
DD91-4 | Pb-Pb | Zircon | 2690 | 4 | 4 | 2701,4 | 5 | 5 | ||||
| DD91-5 | Pb-Pb | Zircon | 2692 | 4 | 4 | 2698,4
2702 |
4
4 |
4
4 |
|||||
| DD91-6 | Pb-Pb | Zircon | 2686,6 | 4,2 | 4,2 | 2714,8
2722,2 2770,2 2773,1 |
10,2
3,5 8 7 |
10,2
3,5 8 7 |
|||||
| DD91-7 | Pb-Pb | Zircon | 2692 | 7 | 7 | 2725,5
2735,1 2812 (estimé) 3021,2 |
4
4 26 3,4 |
4
4 26 3,4 |
|||||
|
nApo1 (feuillet 31M10) |
MLB-89-400 | Pb-Pb | Zircon | 2683 | 1 | 1 | Mortensen et Card, 1993 | ||||||
|
Injection dans nApo1 (feuillet 32D02) |
granitoid | Pb-Pb | Titanite | 2668 | 0 | 0 | Stockwell, 1982 |
Relations stratigraphiques
Les roches (méta)sédimentaires du Groupe de Pontiac sont en contact de faille avec les roches volcano-sédimentaires de la Sous-province de l’Abitibi au nord de la Zone tectonique de Cadillac (Desrochers et al., 1991a, b; Desrochers et al., 1996; Pilote et al., 2000), avec les roches sédimentaires paléoprotérozoïques du Supergroupe de l’Huronien (Province du Sud) dans les coins NW et SW et avec les roches gneissiques de la Province de Grenville au sud et à l’est. Elles sont moins présentes dans le coin SW de la Sous-province de Pontiac, où elles sont en contact avec les roches (méta)volcaniques mafiques à intermédiaires des groupes de Baby, de Belleterre et du Lac des Bois. Les roches supracrustales du Groupe de Pontiac sont coupées par de nombreux corps intrusifs de composition felsique à intermédiaire dont, du nord au sud, les plutons de Fournière et du Lac Fréchette, les batholites du Réservoir Decelles et du Lac Simard Sud, le Massif du Lac des Quinze, le Batholite du Lac Devlin et le Pluton de la Tour de Belleterre. En général, les granites et pegmatites tardifs du Batholite du Réservoir Decelles contiennent, entre autres, des enclaves décimétriques à métriques de wacke et de schiste à biotite du Groupe de Pontiac (Fallara et al., 2000). Dans la partie nord de la sous-province, toutes les lithologies sont coupées par des dykes protérozoïques de diabase appartenant, de l’est à l’ouest, aux Dykes de Senneterre (orientés E-W), aux Dykes de Biscotasing (NE-SW), aux Dykes de Sudbury (WNW-ESE) et à l’Essaim de dykes de Matachewan (NE-SW à N-S).
Selon Richer-Laflèche et al. (2020), l’âge maximal de sédimentation du Groupe de Pontiac (~2683 Ma) est sensiblement le même que celui de mise en place de dacite feldspathique du Groupe de Baby (2882 ±1 Ma; Mortensen et Card, 1993), suggérant que le volcanisme calco-alcalin du Groupe de Baby et la sédimentation siliciclastique du Groupe de Pontiac seraient contemporains. Toutefois, compte tenu de la présence d’une tectonique compressive à cette époque de l’évolution de la partie sud de la Province du Supérieur et du déplacement de nappes tectoniques, ces auteurs ne peuvent établir avec certitude les relations spatiales et stratigraphiques initiales entre les deux évènements. Selon Frieman et al. (2017), la période de sédimentation des grès du Pontiac se situerait entre celles des groupes de Porcupine (2685 à 2690 Ma) et de Timiskaming. La nature du contact entre le wacke du Groupe de Pontiac et le conglomérat polygénique du Groupe de Timiskaming est par ailleurs controversée (voir « Arrêt 3 » de Couture et Goutier, 1996). Enfin, les âges de sédimentation du Groupe de Pontiac sont nettement plus vieux que ceux des roches volcaniques de la Ceinture d’Angliers-Belleterre, au sud, et de la Ceinture volcanique de l’Abitibi (Sous-province de l’Abitibi), au nord (Desrochers et al., 1996; Pilote et al., 2000; Fallara et al., 2000).
Paléontologie
Ne s’applique pas.
Références
Publications accessibles dans SIGÉOM Examine
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AUGER, P. E., 1940. RAPPORT PRÉLIMINAIRE SUR LE CANTON DE BOURLAMAQUE, PARTIE SUD-EST, COMTÉ D’ABITIBI. MRN; RP 154, 11 pages, 1 plan.
CHAGNON, J. Y., 1961. RAPPORT PRÉLIMINAIRE SUR LA RÉGION DE BRODEUR – BASSERODE, COMTÉS DE TÉMISCAMINGUE ET DE ROUYN-NORANDA. MRN; RP 456, 13 pages, 1 plan.
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Citation suggérée
Ministère des Ressources naturelles et des Forêts (MRNF). Groupe de Pontiac. Lexique stratigraphique du Québec. https://gq.mines.gouv.qc.ca/lexique-stratigraphique/province-du-superieur/groupe-de-pontiac [cité le jour mois année].
Collaborateurs
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Première publication |
Céline Dupuis, géo., Ph. D. celine.dupuis@mrnf.gouv.qc.ca (rédaction) Mehdi A. Guemache, géo., Ph. D. (coordination); Charles St-Hilaire, géo., M. Sc. (lecture critique); Simon Auclair, géo., M. Sc. (révision linguistique). |