Dernière modification :
| Auteur(s) : | Harrison, 1952 |
| Âge : | Paléoprotérozoïque |
| Stratotype : | Aucun |
| Région type : | Secteur de Schefferville (feuillets SNRC 23I, 23J et 23O) |
| Province géologique : | Province de Churchill |
| Subdivision géologique : | Orogène du Nouveau-Québec (Fosse du Labrador) / zones lithotectoniques de Gerido, de Howse, de Hurst, de Mélèzes et de Schefferville |
| Lithologie : | Roches sédimentaires |
| Catégorie : | Lithostratigraphique |
| Rang : | Formation |
| Statut : | Formel |
| Usage : | Actif |
Historique
Le nom de formation de Denault est apparu vers la fin des années 1940 dans une série de rapports d’exploration non publiés de la compagnie Labrador Mining and Exploration. Le nom de l’unité vient du lac Denault (feuillet 23J15) situé près de Schefferville. Ces rapports la décrivent comme étant surtout composée de dolomie, de brèche dolomitique et de chert. Cette unité serait située stratigraphiquement au-dessus des shales du Groupe d’Attikamagen et de roches volcaniques désignées comme le Nimish, et sous-jacente à la brèche de chert de la Formation de Fleming (voir Frarey et Duffell, 1964). Harrison (1952) a formalisé le nom de Formation de Denault dans sa description de la géologie d’une bande orientée NE-SW localisée à la hauteur de Schefferville (« Burnt Creek strip »). Par la suite, une unité homotaxiale de dolomie située plus au NE, entre le lac Marion (feuillet 23I13), au Labrador, et le lac Gachet (feuillet 24B03), a été assignée à la Formation de Denault par Donaldson (1963, 1966) et Baragar (1967). Toutefois, Dimroth (1978, p. 173) a mis en doute la continuité physique entre la Formation de Denault dans sa région type et cette unité homotaxiale de dolomie, même s’il a retenu le nom de Denault pour désigner cette dernière unité (voir la section Épaisseur et distribution).
Harrison (1952) a donné un aperçu général de la Formation de Denault dans la région de Schefferville. Il mentionne que la formation renferme surtout de la dolomie et du chert, avec des interstratifications d’ardoise et de grès quartzitique. Dimroth (1971, 1978) a reconnu quatre faciès lithologiques dans le secteur occidental de l’unité. Baragar (1967) a décrit le Denault entre le lac Attikamagen, au sud, et le lac d’Argent, au nord. Donaldson (1963, 1966) a fourni une description détaillée des stromatolites qui caractérisent cette formation dans le secteur du lac Marion. Dimroth (1978, pp. 198 à 200) a situé le Denault en dessous de la Formation de Wishart dans une série de coupes stratigraphiques de la partie supérieure du premier cycle volcano-sédimentaire de la Fosse du Labrador.
La découverte d’une faille de chevauchement majeure (Faille de Garigue) en dessous de la Formation d’Abner dans la partie nord de la Fosse du Labrador (Clark, 1979; Budkewitsch, 1986; Goulet, 1986) a conduit à une réinterprétation de la position de cette dernière unité dans l’empilement stratigraphique (Clark et Wares, 2004). Selon cette nouvelle interprétation, les roches attribuées à la Formation d’Abner ont été chevauchées sur le Groupe de Ferriman (dont la Formation de Sokoman), ce qui permet de corréler la Formation d’Abner avec la Formation de Denault. Cela a entraîné l’abandon de la Formation d’Abner. Les formations de Harveng (Sauvé et Bergeron, 1965) et de Nachicapau (Dressler, 1979) ont également été abandonnées puisque les roches sédimentaires dolomitiques qui les composaient ont été reconnues comme étant équivalentes à la Formation de Denault (Clark et Wares, 2004).
Des descriptions d’unités corrélées avec la Formation de Denault ont été fournies par Bérard (1965; Formation d’Abner), Sauvé et Bergeron (1965; Formation d’Abner, Formation de Harveng), Ciesielski (1977; Formation d’Abner), Dressler (1979; Formation d’Abner, Formation de Nachicapau, en partie), Clark (1977, 1978, 1979 et 1980; Formation d’Abner) et Bélanger (1982; Formation de Harveng). Hoffman et Grotzinger (1989) ont interprété les différents lithofaciès de la Formation d’Abner/Denault en termes d’un complexe récifal. Les roches du Denaut ont également fait l’objet de travaux de reconnaissance géologique dans le secteur de Schefferville (Clark et al., 2008).
Description
La Formation de Denault est une unité volcano-sédimentaire allochtone formant la base du Groupe d’Attikamagen. Elle est caractérisée par une grande variété de lithofaciès dolomitiques comprenant des variétés massives, à stratifications épaisses, à stratifications entrecroisées, bréchiques, arénacées et cherteuses (Harrison et al., 1972). La Formation de Denault se compose essentiellement de dolomie, de dolomie stromatolitique et de dolomie laminée. La dolomie présente généralement une patine d’altération gris clair ou chamois caractéristique. Elle comprend communément des interstratifications de dolomie gréseuse, de grès dolomitique, de brèche et conglomérat intraformationnel. De plus, la dolomie de Denault renferme couramment des interstratifications de chert gris foncé ou noir, de siltstone, de mudstone et de grès. Dans la partie nord de la Fosse du Labrador, le Denault se compose surtout de roches métasédimentaires carbonatées, lesquelles consistent surtout en marbre dolomitique, schiste dolomitique, schiste micacé, roche calcosilicatée, calcarénite, dolomie gréseuse et mudstone calcareux. La Formation de Denault contient localement des proportions mineures de basalte. Le métamorphisme des roches de la Formation de Denault varie généralement du faciès inférieur aux schistes verts au faciès des schistes verts, sauf dans la partie nord de la Fosse du Labrador où il atteint le faciès inférieur des amphibolites (Dimroth et Dressler, 1978; Fraser et al., 1978).
Hoffman et Grotzinger (1989) ont interprété la Formation de Denault dans la région du lac Minguarutittalik (feuillet 24F03; anciennement le lac Laurin) comme représentant un récif carbonaté progradant comportant des faciès d’avant-récif, de récif proprement dit et d’arrière-récif. Ces faciès sont, d’après Hoffman et Grotzinger (1989), aussi bien exposés que ceux des meilleurs complexes récifaux du monde. Le site du lac Minguarutittalik (Complexe-Récifal-Laurin) fait partie des sites géologiques exceptionnels du Ministère.
La Formation de Denault a été interprétée par Wardle et Bailey (1981) comme un complexe récifal qui se serait développé près de la marge orientale de la Fosse du Labrador par aggradation verticale durant la transgression des eaux marines. Cette origine est disputée par Hoffman et Grotzinger (1989) qui font plutôt appel à un processus de progradation près de la marge occidentale de la Fosse. D’après Hoffman et Grotzinger (1989), le complexe récifal serait le résultat de la diminution de la profondeur d’eau liée à une régression marine. Ils interprètent une mise en place dans un milieu marin correspondant à une avant-fosse ou un bassin intraplateforme dans lequel les sédiments de la partie supérieure du premier cycle volcano-sédimentaire de la Fosse du Labrador se seraient déposés.
Le potentiel économique de la Formation de Denault réside dans les minéralisations épigénétiques de plomb-zinc encaissées dans les dolomies stromatolitiques (Clark et Wares, 2004).
Formation de Denault non subdivisée (pPde) : dolomie, dolomie gréseuse, grès dolomitique, brèche et conglomérat intraformationnel; dolomie stromatolitique; interstratifications de siltstone, shale et grès fin
Dans la région au sud de la latitude 56° N, Dimroth (1971, 1978) a reconnu quatre faciès lithologiques. Près de la marge occidentale de la Fosse du Labrador, la roche consiste en une dolomie laminée grise, à grain fin et à patine d’altération brune. Elle contient quelques lits mineurs de grès dolomitique, à grain moyen à grossier, et quelques strates d’épaisseur variable de siltstone rouge et vert, de shale et de grès fin. Des stratifications rythmiques formées de lamines tabulaires d’épaisseur millimétrique à environ 2 à 5 cm sont courantes. Les structures sédimentaires couramment observées comprennent les stratifications entrecroisées, contorsionnées et convolutées ainsi que les failles synsédimentaires. Les nodules de chert sont très répandus dans la dolomie laminée. Vers l’est, la dolomie laminée passe à des brèches et des conglomérats intraformationnels en alternance avec des lits de dolomie laminée et des lits mineurs de grès dolomitique. Quelques interstratifications de siltstone rouge et vert, localement gris, et de grès fin sont également présentes. Les brèches et les conglomérats intraformationnels passent graduellement vers l’est à un conglomérat à fragments fins en alternance avec des lits de dolomie gréseuse laminée et de shale gris. À l’est de la rivière Ferrum, la Formation de Denault est formée de lentilles de dolomie massive gris pâle, à patine d’altération brune. Ces différentes roches sont décrites en détail par Dimroth (1971).
Plus à l’est, entre le lac des Oiseaux et le lac d’Argent, trois faciès sont reconnus par Dimroth (1978) (du sud vers le nord) : 1) dolomie grise à grain fin, à lamines de chert, interstratifiée avec une dolomie massive; 2) dolomie stromatolitique grise interstratifiée avec de la dolomie intraclastique et de la dolomie à lamines de chert; et 3) faciès semblable au précédent, mais comprend également des lits de grès dolomitique grossier à patine d’altération brune et de dolomie gréseuse. Par endroits, ces roches montrent une forte déformation synsédimentaire. Une description détaillée du faciès stomatolitique est présentée par Donaldson (1963, 1966) et Baragar (1967).
Dans les secteurs situés à l’ouest du lac Hérodier (feuillets 24F03, 24F04 et 24F06), l’unité se compose de dolomie, de dolomie gréseuse, de grès dolomitique, de mudstone, de siltstone, de conglomérat et de chert non subdivisés (Clark, 1978). Dans la région au nord du lac aux Feuilles, le Denault est formée de dolomie généralement à grain fin,à patine d’altération chamois et montrant de petits plis. La roche est caractérisée par d’abondantes veines de quartz et renferme des interstratifications de schiste à chlorite et micas et de schiste à talc. La présence de marbre est notée localement (Gold, 1962).
Formation de Denault 2 (pPde2) : dolomie grise, dolomie stromatolitique, dolomie laminée; chert gris, gris foncé ou noir; peut inclure de la dolomie gréseuse
L’unité pPde2 correspond à l’ancienne Formation d’Abner (abandonnée) et en partie à la Formation de Nachicapau (abandonnée). Elle se compose principalement de bancs épais de dolomie massive, de dolomie stromatolitique et de dolomie laminée. La dolomie présente généralement une patine d’altération gris clair ou chamois (Bérard, 1965; Clark, 1977, 1978, 1979; Dressler, 1979). En surface fraîche, la couleur de la dolomie est très variable : gris clair, gris foncé, chamois, rosée, rouge, jaune, orangée, verte, brune ou blanche (Bérard, 1965; Clark, 1977; Dressler, 1979). D’après Bérard (1965), la coloration de la dolomie est en partie déterminée par la présence de minéraux accessoires tels que le graphite, la magnétite, l’hématite et la chlorite. La dolomie est habituellement à grain fin ou aphanitique et est localement recristallisée. La dolomie stromatolitique est commune et se présente en lits d’épaisseur centimétrique à métrique. Les stromatolites possèdent communément une forme bulbeuse et mesurent de 2 cm à 1 m de diamètre (Bérard, 1965; Clark, 1977, 1978, 1979; Dressler, 1979). Dans la région du lac Bérard (feuillets 24L08 et 24L09), la dolomie est coupée par un réseau orthogonal de veines et veinules de quartz donnant à la roche un aspect quadrillé caractéristique en surface altérée (Bérard, 1965; Sauvé et Bergeron, 1965).
La dolomie est communément interstratifiée avec des lits centimétriques à métriques de chert gris, gris foncé ou noir, de dolomie gréseuse, de grès dolomitique et de conglomérat dolomitique intraformationnel (Bérard, 1965; Clark, 1977, 1978, 1979; Dressler, 1979). Les stratifications entrecroisées de faible amplitude (10 cm) sont communes dans la dolomie gréseuse. Par endroits, la dolomie contient des fragments terrigènes, des oolites ou des pellets (pelotes) et des intraclastes formés de dolomie à oolites et à pellets, laminée ou gréseuse (Clark, 1979; Dressler, 1979). Dans la région du lac Laumont (feuillet 24L01), la dolomie contient une brèche intraformationnelle dolomitique constituée de fragments anguleux de dolomie dans une matrice de ferrodolomie gréseuse (Bérard, 1965).
En lame mince, la dolomie est microcristalline avec des grains variant de 0,05 à 0,6 mm de diamètre. La dolomie contient également du quartz détritique (jusqu’à 20 % localement) et des proportions mineures de microcline, d’apatite et de zircon (Bérard, 1965; Sauvé et Bergeron, 1965).
Formation de Denault 3 (pPde3) : marbre dolomitique, schiste dolomitique, roche calcosilicatée, calcarénite, dolomie gréseuse, mudstone calcareux
L’unité pPde3 est constituée de marbre dolomitique, de schiste dolomitique, de roche calcosilicatée, de calcarénite, de dolomie gréseuse et de mudstone calcareux (Bérard, 1959, 1965; Sauvé, 1959; Sauvé et Bergeron, 1965; Clark, 1979; Bélanger, 1982). Ces roches sont étroitement associées et il n’est généralement pas possible de les séparer en unités distinctes. Le marbre dolomitique, les roches calcosilicatées et la calcarénite présentent généralement une patine d’altération jaune pâle, gris pâle ou beige. Le marbre dolomitique est commun au sud et à l’ouest de la baie Sèche, à l’ouest de la baie Profonde et au nord de la baie aux Feuilles. Il se présente en minces couches alternant avec plusieurs lits de dolomie gréseuse ou de mudstone calcareux. La roche est finement stratifiée, rarement massive, foliée et montre couramment des plissements. La foliation est soulignée par de nombreuses veinules de quartz parallèles. Les roches calcosilicatées et la calcarénite ne forment pas des niveaux bien définis. Ces roches se distinguent par une proportion plus importante de composants détritiques. Elles sont particulièrement abondantes au sud et à l’est de la baie Sèche, dans les îles du lac aux Feuilles et à la baie aux Refuges (Bérard, 1959, 1965).
Le schiste dolomitique et la dolomie gréseuse affleurent dans la région du lac Faujas et au NE du lac Deharveng (Sauvé et Bergeron, 1965; Bélanger, 1982). Le schiste dolomitique est gris pâle en surface fraîche, gris foncé en surface altérée, à grain fin, schisteux et se présente en lits de 2 à 7 cm d’épaisseur. La dolomie gréseuse gris pâle en surface fraîche et beige à gris rougeâtre en surface altérée est à grain fin et massive. Elle forme des lits de 5 cm à 15 cm d’épaisseur, pouvant atteindre 1 m. Localement, au sud du lac Napier, l’unité est constituée de dolomie argileuse, de mudstone dolomitique et de mudstone (Clark, 1979).
Les roches de l’unité pPde3 sont constituées de proportions variables de dolomite (généralement >50 %), de quartz, de trémolite, de calcite, de microcline, de biotite, de séricite, de muscovite et d’épidote. Des proportions moindres de talc et d’albite sont localement observées dans le marbre dolomitique. Les minéraux accessoires sont l’allanite, le zircon, la magnétite, la pyrite, la limonite, la chlorite et l’apatite. En lame mince, la dolomite et la calcite sont microcristallines (~0,05 mm) et possèdent une structure granoblastique. Le quartz granoblastique se présente en grains de taille variable (<1,5 mm) et montre habituellement une extinction ondulante. Il est dépourvu d’inclusion et de fracture. La trémolite fibreuse forme des cristaux enchevêtrés. La muscovite et la biotite possèdent une structure lépidoblastique. L’épidote, la clinozoïsite et l’allanite sont couramment observées.
Formation de Denault 4 (pPde4) : mudstone et siltstone rouges avec interstratifications de dolomie; dolomie argileuse, shale dolomitique, shale
Dans le secteur à l’ouest du lac Minguarutittalik (feuillet 24F04), l’unité pPde4 consiste en mudstone et siltstone rouges avec des interstratifications de dolomie atteignant 20 cm d’épaisseur (Ciesielski, 1977). Ces roches sont non déformées et affleurent sur quelques dizaines de mètres d’épaisseur à la base d’une grande falaise de dolomie. Le contact avec la dolomie massive (unité pPde2) est graduel et marqué par la disparition du mudstone rouge. Au sud du lac Minguarutittalik (feuillet 24F03), l’unité est constituée de dolomie argileuse, de shale dolomitique et de shale.
Formation de Denault 5 (pPde5) : grès quartzitique dolomitique
L’unité pPde5 est formée essentiellement de grès quartzitique dolomitique interstratifié dans la dolomie de l’unité pPde2 (Clark, 1979; Dressler, 1979). Dans la région du lac Minguarutittalik, le grès dolomitique se présente sous forme de bandes atteignant ~15 m d’épaisseur. Le grès est constitué de quartz, à grain moyen à grossier, subanguleux à arrondis, dans une matrice dolomitique grise ou chamois. Le quartz et le feldspath en moindre proportion constituent ≤60 % de la roche. Des fragments de dolomie ou de grès quartzitique dolomitique (<4 cm) sont observés localement (Dressler, 1979).
Formation de Denault 6 (pPde6) : schiste micacé, ardoise, phyllade
L’unité pPde6 est localisée à l’ouest de la baie Profonde. Elle est constituée de schiste micacé, d’ardoise et de phyllade (Bérard, 1959, 1965). Ces roches sont vertes, grises ou noires, à grain fin à moyen, et possèdent une schistosité bien développée marquée par les minéraux micacés. En lame mince, ces roches se composent essentiellement de quartz, de chlorite, de séricite, d’albite, de biotite, de microcline et d’épidote. Elles comprennent également plusieurs minéraux accessoires tels que l’apatite, le stilpnomélane, la tourmaline, la cordiérite, la calcite, le zircon, le graphite, la magnétite, la pyrite et le sphène. Le quartz (0,05 à 1,5 mm) possède une structure granoblastique caractéristique. Il est habituellement limpide, mais il peut renfermer des inclusions de chlorite, de séricite, d’apatite, de zircon et de microcline. Son extinction est ondulante. La chlorite montre habituellement une structure lépidoblastique. La biotite brun foncé possède une structure lépidoblastique ou porphyroblastique. La biotite porphyroblastique donne à la roche un aspect moucheté. La muscovite à structure lépidoblastique est abondante et est étroitement associée à la chlorite et à la biotite. L’albite granoblastique en cristaux de 0,3 mm à 1,5 mm est étroitement associée au quartz. Le microcline et l’épidote sont observés localement.
Formation de Denault 8 (pPde8) : grès quartzitique à patine blanche
L’unité pPde8 est constituée de grès quartzitique à patine d’altération blanche (Bérard, 1959, 1965). Le grès forme des bancs massifs de 15 cm à 1,30 m d’épaisseur. La roche est blanche, grise ou jaune pâle en surface fraîche et blanche en surface altérée. Elle se compose de quartz (75 %), de plagioclase (7 %), de muscovite (5 %), de calcite (3 %), de biotite (3 %), de chlorite (2 %), de dolomie (2 %), de phlogopite (1 %), de pyrite (1 %) et de traces d’apatite, de stilpnomélane, de tourmaline et de zircon. En lame mince, le quartz présente une structure granoblastique et une extinction ondulante. Il renferme quelques inclusions de chlorite, de séricite, de biotite, de zircon et de plagioclase. Le plagioclase (albite) est étroitement associé au quartz. Il est maclé et présente une structure granoblastique. Quelques grains montrent une structure pœciloblastique. La biotite, la chlorite et la muscovite sont observées entre les grains de quartz, dans le plan de stratification (Bérard, 1965).
Formation de Denault 9 (pPde9) : chert gris, gris foncé ou noir, localement avec des grains détritiques de quartz; chert localement pyriteux; chert avec lamines argileuses; chert avec feuillets de dolomie; conglomérat à cailloux de chert
L’unité pPde9 se présente sous forme de bandes de chert gris, gris foncé ou noir, d’une épaisseur atteignant généralement <10 m (Clark, 1978, 1979). Par endroits, l’unité peut être absente. Le chert est à grain fin, laminé, et comprend localement des grains détritiques de quartz et des interstratifications de grès quartzitique. Le chert est localement pyriteux. Par endroits, de minces lamines argileuses ainsi que des niveaux de dolomie d’épaisseur métrique sont observés. Près de la base, l’unité comprend un conglomérat à cailloux de chert et de dolomie (Clark, 1978 et 1979). Les fragments de chert sont gris foncé et de forme allongée et irrégulière. Leur taille varie de <2 cm à 1 m de longueur. Les clastes de dolomie sont stratifiés. La matrice du conglomérat est formée de chert dolomitique.
Formation de Denault 10 (pPde10) : grès quartzitique, localement avec ciment cherteux; lamines et interstratifications de mudstone par endroits
L’unité pPde10 formes des bandes de grès quartzitique d’une épaisseur atteignant généralement <10 m. Par endroits, l’unité peut être absente. Le grès quartzitique est gris à gris foncé, à grain fin, laminé, et comprend localement un ciment cherteux. De minces lamines et des lits de mudstone sont observés localement (Clark, 1978).
Formation de Denault 11 (pPde11) : mudstone, siltstone, ardoise, phyllade
L’unité pPde11 se présente sous forme de bandes de mudstone, de siltstone, d’ardoise et de phyllade au sein de la dolomie (unité pPde2). Ces roches sont grises, gris foncé ou noires, localement fissiles (Hashimoto, 1964; Clark, 1977, 1978; Dressler, 1979). Dans le secteur à l’est de la rivière Caniapiscau (feuillet 24F11), elles sont communément pyriteuses (Clark, 1978).
Formation de Denault 12 (pPde12) : dolomie ferrugineuse (sidérose) pyriteuse, schiste chloriteux, ardoise noire, chert
L’unité pPde12 est constituée de dolomie ferrugineuse (sidérose) pyriteuse, de schiste chloriteux, d’ardoise noire et de chert. Elle se présente localement dans la dolomie (unité pPde2) (Clark, 1977).
Formation de Denault 13 (pPde13) : basalte coussiné ou massif
L’unité pPde13 est constituée de basalte coussiné ou massif, ou les deux (Dressler, 1979; Clark, 1978). À la chute du Calcaire, près de la rivière Caniapiscau, une coulée de basalte coussiné fortement vésiculaire forme une lentille de ~30 m d’épaisseur dans la dolomie (unité pPde2) (Clark, 1978).
Épaisseur et distribution
La Formation de Denault appartient aux zones lithotectoniques de Gerido, de Howse, de Hurst, de Mélèzes et de Schefferville telles que définies par Clark et Wares (2004). Elle a été cartographiée depuis la côte ouest de la baie d’Ungava jusqu’au Front de Grenville, soit une distance de ~700 km. L’unité se poursuit vers le SW dans la Province de Grenville, sous le nom de Formation de Duley, jusqu’à la région à l’ouest du réservoir Manicouagan (Clarke, 1977; Moukhsil et al., 2013), ce qui représente une distance additionnelle de 230 km.
Initialement, la Formation de Denault a été cartographiée depuis le Front de Grenville, au Labrador, jusqu’à l’extrémité sud du lac Wakuach, au Québec (feuillet 23O06) (Baragar, 1967). Une unité homotaxiale de dolomie a aussi été reconnue entre le lac Marion (feuillet 23I13), au Labrador, et le lac Gachet (feuillet 24B03) (Donaldson, 1963, 1966; Frarey, 1967; Baragar, 1967; Dimroth, 1978). Plus au nord, l’ancienne Formation d’Abner a été cartographiée entre le lac Minguarutittalik (feuillet 24F03) et le lac aux Feuilles (feuillet 24K13) (Bérard, 1965; Dressler, 1979; Clark, 1979). Au nord du lac aux Feuilles, jusqu’à la baie Hopes Advance (feuillet 24N05), certaines roches métasédimentaires dolomitiques sont probablement équivalentes à la Formation d’Abner plus au sud (Bérard, 1965). Ces roches métasédimentaires ont été assignées à la Formation de Denault. Ainsi, la Formation de Denault est la première formation du premier cycle volcano-sédimentaire présente sur toute la longueur de la Fosse du Labrador.
Baragar (1967) mentionne que l’épaisseur de la Formation de Denault variait beaucoup d’un secteur à l’autre. Harrison (1952) a rapporté une épaisseur de 30 m au SW de Schefferville, une épaisseur qui augmente vers le NE pour atteindre 185 m près de Schefferville. Une épaisseur de ~120 m a été estimée près du lac Annabel, au NW de Schefferville (Baragar, 1967). Harrison et al. (1972) ont présumé que le Denault s’épaississait vers le NE, à partir de Schefferville, pour atteindre >300 m d’épaisseur à l’ouest de la rivière Ferrum. Cette possibilité a été confirmée par les observations effectuées à ~35 km au NE de Schefferville (voir Dimroth, 1978, figure 23). Ainsi, dans la région au NE du lac Chassin, l’épaisseur du Denault a été évaluée à 1280 m (Baragar, 1967). Au lac Marion, le Denault atteint une épaisseur maximale de 850 m (Donaldson, 1966). Dans la partie nord de la Fosse du Labrador, l’épaisseur de la Formation d’Abner (correspondant maintenant au Denault) a été estimée à 150 m (pour la partie dolomitique) par Dressler (1979), à ≥75 m par Clark (1979) et entre 30 m et 120 m par Bérard (1965). Hoffman et Grotzinger (1989) ont interprété la Formation de Denault au lac Minguarutittalik comme représentant un récif carbonaté progradant d’une épaisseur totale de 345 m. L’épaisseur de la Formation de Harveng (également équivalente au Denault) a été estimée à ~215 m par Sauvé et Bergeron (1965), mais cette mesure ne tient pas compte de l’épaississement par plissement.
Datation
Aucune.
Relations stratigraphiques
Harrison (1952) a situé la Formation de Denault stratigraphiquement au-dessus d’une unité d’ardoises qu’il a appelée la Formation d’Attikamagen, renommée plus tard par Dimroth (1978) Formation de Le Fer. Le contact entre le Denault et la Formation de Le Fer, sous-jacente, est généralement net et semble s’interdigiter à grande échelle. Au sud du lac Wakuach, la Formation de Le Fer passe graduellement vers l’est à la Formation de Denault (Dimroth, 1978). Du SW vers le NE, les formations de Wishart, de Fleming et de Dolly, respectivement, surmontent la Formation de Denault (Harrison, 1952; Harrison et al., 1972; Dimroth, 1978). D’après Dimroth (1978), les formations de Le Fer, de Denault, de Fleming et de Dolly se situent dans la partie sommitale du premier cycle volcano-sédimentaire de la Fosse du Labrador. Les formations de Fleming et de Dolly sont des équivalents latéraux et sont en contact concordant avec la Formation de Denault, sous-jacente. Dans le secteur de Schefferville, le Dolly est interstratifié vers l’est avec le Denault (Dimroth et al., 1970; Dimroth, 1971, 1978). La Formation de Wishart, la formation basale du deuxième cycle, montre à sa base un contact discordant d’érosion à angle faible avec la séquence sous-jacente, y compris les formations de Le Fer et de Denault (Dimroth, 1978).
Dans la partie nord de la Fosse, la Formation de Denault surmonte structuralement la Formation de Chioak le long de la Faille de Garigue (Clark, 1988). Le Denault est surmonté en concordance par le membre de Baby inférieur. D’après Clark (1988), la Formation de Denault et le membre de Baby inférieur sont communément interstratifiés sur quelques mètres. À l’est de la rivière Caniapiscau (feuillet 24F11), la Formation de Denault est en contact net avec la Formation de Le Fer sous-jacente. Le contact entre les deux formations est bien exposé et ne présente aucune interstratification (Clark, 1978). Les roches dolomitiques de la Formation de Denault pourraient être équivalentes aux roches carbonatées de la Suite de Freneuse (Simard et al., 2013; Lafrance et al., 2014) située plus à l’est dans la Supersuite de Laporte.
La Formation d’Abner (aujourd’hui abandonnée), cartographiée dans la partie nord de la Fosse du Labrador, a été interprétée comme l’équivalent de la Formation de Denault du sud de la Fosse par Clark (1988), Hoffman et Grotzinger (1989) et Clark et Wares (2004). Cette interprétation est basée sur la découverte d’une faille de chevauchement majeure (Faille de Garigue) sous l’Abner (Clark, 1979; Budkewitsch, 1986; Goulet, 1986; Hoffman et Grotzinger, 1989). L’équivalence des deux formations est également appuyée par le fait que leurs compositions isotopiques du carbone sont similaires (Melezhik et al., 1997). En effet, les dolomies de la Formation de Denault sont composées de carbone isotopiquement léger (valeurs de δ13C entre -3 et +5 ‰), ce qui les distingue des autres dolomies du premier cycle, stratigraphiquement plus basses, qui sont composées de carbone isotopiquement plus lourds (valeurs de δ13C entre +5 et +16 ‰) (Melezhik et al., 1997; Clark et Wares, 2004). Ailleurs dans le monde, des roches carbonatées isotopiquement lourdes ont été datées entre 2,33 Ga et 2,06 Ga (voir Melezhik et al., 1997). Sur cette base, on peut penser que la Formation Denault serait plus jeune que 2,06 Ga et plus vieille que 1878 Ma à 1880 Ma, intervalle qui représente l’âge de la Formation de Sokoman (Chevé et Machado, 1988; Findlay et al., 1995). Ces observations ont justifié l’abandon de la Formation d’Abner par Clark et Wares (2004).
Paléontologie
Les dolomies de la Formation de Denault exhibent localement des structures cryptalgaires et alguaires (stromatolites) (Baragar, 1967; Donaldson, 1963, 1966; Dimroth, 1978; Clark, 1977, 1979; Dressler, 1979).
Références
Publications accessibles dans SIGÉOM Examine
BELANGER, M., 1982. REGION DU LAC FAUJAS, NOUVEAU-QUEBEC. MRN; DP-82-06, 1 plan.
BERARD, J., 1959. RAPPORT PRELIMINAIRE SUR LA REGION DU LAC AUX FEUILLES, NOUVEAU-QUEBEC. MRN; RP 384, 10 pages, 1 plan.
BERARD, J., 1965. REGION DU LAC BERARD, NOUVEAU-QUEBEC. MRN; RG 111, 175 pages, 2 plans.
CIESIELSKI, A., 1975. CONTACT ARCHEEN-PROTEROZOIQUE ENTRE LES LACS FORBES ET SENAT (FOSSE DU LABRADOR) – RAPPORT PRELIMINAIRE. MRN; DPV 449, 28 pages, 1 plan.
CLARK, T., 1977. GEOLOGY OF THE FORBES LAKE AREA (NOUVEAU-QUEBEC). MRN; DPV 452, 19 pages, 1 plan.
CLARK, T., 1978. REGION DU LAC HERODIER ( NOUVEAU-QUEBEC) – RAPPORT PRELIMINAIRE. MRN; DPV 568, 48 pages, 2 plans.
CLARK, T., 1979. REGION DU LAC NAPIER (NOUVEAU-QUEBEC) – RAPPORT PRELIMINAIRE. MRN; DPV 663, 28 pages, 1 plan.
CLARK, T., 1980. REGION DE LA RIVIERE KOKSOAK (NOUVEAU-QUEBEC) – RAPPORT PRELIMINAIRE. MRN; DPV 781, 24 pages, 1 plan.
CLARK, T., 1984. GEOLOGIE DE LA REGION DU LAC CAMBRIEN – TERRITOIRE DU NOUVEAU-QUEBEC. MRN; ET 83-02, 77 pages, 1 plan.
CLARK, T., 1987. STRATIGRAPHIE, PETROGRAPHIE ET PETROCHIMIE DE LA FORMATION DE FER DE BABY DANS LA REGION DU LAC HERODIER (FOSSE DU LABRADOR). MRN; ET 87-13, 44 pages.
CLARK, T., LECLAIR, A., PUFAHL, P., DAVID, J., 2008. RECHERCHE GEOLOGIQUE ET METALLOGENIQUE DANS LES REGIONS DE SCHEFFERVILLE (23J15) ET DU LAC ZENI (23I16). COMMISSION GEOLOGIQUE DU CAN, UNIVERSITE ACADIA, MRNF, GEOTOP UQAM-MCGILL; RP 2008-01, 17 pages.
CLARK, T., WARES, R., 2004. SYNTHESE LITHOTECTONIQUE ET METALLOGENIQUE DE L’OROGENE DU NOUVEAU-QUEBEC (FOSSE DU LABRADOR). MRNFP; MM 2004-01, 182 pages, 1 plan.
CLARKE, P J., 1977. Région de Gagnon. MRN; RG 178, 89 pages, 2 plans.
DIMROTH, E., 1978. Région de la fosse du Labrador entre les latitudes 54° 30′ et 56° 30′. MRN; RG 193, 417 pages, 16 plans.
DRESSLER, B., CIESIELSKI, A., 1979. Région de la fosse du Labrador. MRN; RG 195, 136 pages, 14 plans.
GOLD, D P., 1962. RAPPORT PRELIMINAIRE SUR LA REGION DE LA BAIE HOPES ADVANCE, NOUVEAU-QUEBEC. MRN; RP 442, 13 pages, 1 plan.
GOULET, N., 1986. ETUDE TECTONIQUE ET STRATIGRAPHIQUE DE LA PARTIE NORD DE LA FOSSE DU LABRADOR – REGION DE LA BAIE AUX FEUILLES ET DU LAC BERARD. MRN; MB 86-27, 22 pages, 6 plans.
MOUKHSIL, A., SOLGADI, F., CLARK, T., BLOUIN, S., INDARES, A., DAVIS, D W., 2013. GEOLOGIE DU NORD-OUEST DE LA REGION DU BARRAGE DANIEL-JOHNSON (MANIC 5), COTE-NORD. MRN, UQAT, URSTM, UNIVERSITE MEMORIAL DE TERRE-NEUVE-ET-LABRADOR; RG 2013-01, 46 pages, 1 plan.
SAUVE, P., 1959. RAPPORT PRELIMINAIRE SUR LA REGION DE LA BAIE AUX FEUILLES, NOUVEAU-QUEBEC. MRN; RP 399, 15 pages, 1 plan.
SAUVE, P., 1959. PRELIMINARY REPORT ON LEAF BAY AREA, NEW QUEBEC. MRN; RP 399(A), 11 pages, 1 plan.
SAUVE, P., BERGERON, R., 1965. REGION DES LACS GERIDO ET THEVENET, NOUVEAU-QUEBEC. MRN; RG 104, 141 pages, 3 plans.
SAUVE, P., BERGERON, R., 1965. GERIDO LAKE – THEVENET LAKE AREA, NEW QUEBEC. MRN; RG 104(A), 131 pages, 3 plans.
SIMARD, M., LAFRANCE, I., HAMMOUCHE, H., LEGOUIX, C., 2013. GEOLOGIE DE LA REGION DE KUUJJUAQ ET DE LA BAIE D’UNGAVA (SNRC 24J, 24K). MRN; RG 2013-04, 62 pages, 1 plan.
Autres publications
BARAGAR, W.R.A. 1967. Wakuach Lake map-area, Quebec-Labrador (23O). Geological Survey of Canada; Memoir 344, 174 pages. https://doi.org/10.4095/123960
BUDKEWITSCH, P. 1986. A structural study of the Chioak-Abner formation contact, northern part of the Labrador Trough, New Quebec. Concordia University; M.Sc. thesis, 61 pages.
CHEVÉ, S.R., MACHADO, N. 1988. Reinvestigation of the Castignon Lake carbonatite complex, Labrador Trough, New Québec. Joint Annual Meeting of the Geological Association of Canada and the Mineralogical Association of Canada, St. John’s, Newfoundland; Program with Abstracts, volume 13, pages 20.
CLARK, T., THORPE, R.I. 1990. Model lead ages from the Labrador Trough and their stratigraphie implications. In The Early Proterozoic Trans-Hudson Orogen of North America: Lithotectonic Correlations and Evolution (J.F. Lewry, J.F. and M.R. Stauffer, editors). Geological Association of Canada; Special Paper 37, pages 413-432.
DIMROTH, E. 1971. The Attikamagen-Ferriman transition in part of the central Labrador Trough. Canadian Journal of Earth Sciences; volume 8, pages 1432-1454. https://doi.org/10.1139/e71-132
DIMROTH, E., DRESSLER, B. 1978. Metamorphism of the Labrador Trough. In Metamorphism in the Canadian Shield. Geological Survey of Canada; Paper 78-10, pages 215-236. https://doi.org/10.4095/104534
DIMROTH, E., BARAGAR, W.R.A., BERGERON, R., JACKSON, GD. 1970. The filling of the Circum-Ungava geosyncline. In Symposium on Basins and Geosynclines of the Canadian Shield (A.J. Baer, editor). Geological Survey of Canada; Paper 70-40, pages 45-142. https://doi.org/10.4095/124922
DONALDSON, J.A. 1963. Stromatolites in the Denault Formation, Marion Lake, Coast of Labrador, Newfoundland. Geological Survey of Canada; Bulletin 102, 33 pages. https://doi.org/10.4095/123903
DONALDSON, J.A. 1966. Marion Lake map-area, Quebec-Newfoundland (23I/13). Geological Survey of Canada; Memoir 338, 85 pages. https://doi.org/10.4095/123900
FINDLAY, J.M., PARRISH, R.R., BIRKETT, T., WATANABE D.H. 1995. U-Pb ages from the Nimish Formation and Montagnais glomeroporphyritic gabbro of the central New Québec Orogen, Canada. Canadian Journal of Earth Sciences; volume 32, pages 1208-1220. https://doi.org/10.1139/e95-099
FRAREY, M.J. 1967. Willbob Lake and Thompson Lake map-areas, Quebec and Newfoundland (23 O/1 and 23 O/8). Geological Survey of Canada; Memoir 348, 73 pages. https://doi.org/10.4095/123896
FRAREY, M.J., DUFFELL, S. 1964. Revised stratigraphic nomenclature for the central part of the Labrador Trough. Geological Survey of Canada; Paper 64-25, 13 pages. https://doi.org/10.4095/123909
FRASER, J.A., HEYWOOD, W.W., MAZURSKI, M.A. 1978. Carte métamorphique du Bouclier Canadien. Commission géologique du Canada; Carte 1475A. https://doi.org/10.4095/133909
HARRISON, J.M. 1952. The Quebec-Labrador iron belt, Quebec and Newfoundland. Geological Survey of Canada; Paper 52-20, 21 pages. https://doi.org/10.4095/123923
HARRISON, J.M., HOWELL, J.E., FAHRIG, W.F. 1972. A geological cross-section of the Labrador miogeosyncline near Schefferville, Quebec. Geological Survey of Canada; Paper 70-37, 34 pages. https://doi.org/10.4095/102389
HOFFMAN, P., GROTZINGER, J.P. 1989. Abner-Denault reef complex (2.1 Ga), Labrador Trough, N.E. Québec. In Reefs, Canada and Adjacent Area (H.H.J. Geldsetzer, N.P. James, and GE. Tebbutt, editors). Canadian Society of Petroleum Geologists; Memoir 13, pages 49-54.
MELEZHIK, V.A., FALLICK, A.E., CLARK, T. 1997. Two billion year old isotopically heavy carbon: evidence from the Labrador Trough, Canada. Canadian Journal of Earth Sciences; volume 34, pages 271-285. https://doi.org/10.1139/e17-025
WARDLE, R.J., BAILEY, D.G. 1981. Early Proterozoic sequences in Labrador. In Proterozoic basins of Canada (F.H.A. Campbell, editor). Geological Survey of Canada; Paper 81-10, pages 331-359. https://doi.org/10.4095/124192
Citation suggérée
Ministère de l’Énergie et des Ressources naturelles (MERN). Formation de Denault. Lexique stratigraphique du Québec. https://gq.mines.gouv.qc.ca/lexique-stratigraphique/province-de-churchill/formation-de-denault [cité le jour mois année].
Collaborateurs
|
Première publication |
Charles St-Hilaire, géo. stag., M. Sc. charles.st-hilaire@mern.gouv.qc.ca; Thomas Clark, géo., Ph. D. (rédaction) Mehdi A. Guemache, géo., Ph. D. (coordination); Claude Dion, ing., M. Sc. (lecture critique); Simon Auclair, géo., M. Sc. (révision linguistique); Céline Dupuis, géo., Ph. D. (version anglaise); André Tremblay (montage HTML). |