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Groupe de Parent
Étiquette stratigraphique : [ppro]pa
Symbole cartographique : pPpa
 

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Subdivision(s) informelle(s)
La numérotation ne reflète pas nécessairement la position stratigraphique.
 
pPpa14 Mudstone à pyrrhotite, formation de fer et chert
pPpa13 Filon-couche de gabbro synvolcanique
pPpa12 Tuf à lapillis et à blocs polygénique
pPpa11 Dacite aphyrique
pPpa10 Roche volcanique et volcanoclastite basaltiques à phénocristaux de pyroxène
pPpa10c Basalte et andésite transitionnel à calco-alcalin
pPpa10b Basalte tholéiitique à transitionnel
pPpa10a Basalte tholéiitique
pPpa9 Roche volcanique et volcanoclastite basaltiques et aphyriques
pPpa9c Basalte transitionnel à calco-alcalin
pPpa9b Basalte tholéiitique à transitionnel
pPpa9a Basalte tholéiitique
pPpa8 Schiste à plagioclase-séricite-ankérite
pPpa7 Siltstone, grès, schiste à quartz-feldspath-biotite
pPpa6 Rhyolite
pPpa5 Basalte à pyroxène
pPpa4 Basalte à plagioclase
pPpa3 Basalte aphanitique
pPpa2 Tuf à blocs
pPpa1 Tuf à grain fin, à lapillis
 
Auteur : Lamothe, 1994
Âge : Paléoprotérozoïque
Stratotype : Aucun. Le Groupe de Parent est bien exposé à l’affleurement 19-CB-1140, dans la partie sud du feuillet 35G11.
Région type : L’unité est bien représentée dans les feuillets SNRC 35G12 et 35G11 ainsi que dans la partie nord du feuillet 35G05.
Province géologique : Province de Churchill
Subdivision géologique : Orogène de l’Ungava / Domaine Nord
Lithologie : Roches volcano-sédimentaires
Catégorie : Lithostratigraphique
Rang : Groupe
Statut : Formel
Usage : Actif

 

 

 

 

 

 

Historique

Les roches formant le Groupe de Parent ont originellement été attribuées au Groupe de Watts (Lamothe et al., 1984; Hervet, 1985; Tremblay, 1989, 1991; Barrette, 1990a, 1990b). Cependant, on note d’importantes différences lithologiques et géochimiques entre les roches volcaniques des groupes de Parent et de Watts (Dunphy et Ludden, 1994; Scott et al., 1989). En effet, le Groupe de Parent a une signature géochimique d’arc avec de fortes anomalies en Nb et une affinité tholéiitique à calco-alcaline (Dunphy et Ludden, 1994). Le Groupe de Watts, quant à lui, peut être divisé selon sa géochimie : le premier ensemble présente une signature comparable au basalte de rift océanique moderne défini par un profil multiélémentaire plat. Le deuxième ensemble présente un profil de terres rares fractionné, mais sans anomalie significative en Nb (Dunphy et Ludden, 1994). Finalement, les roches volcaniques du Groupe de Watts sont formées principalement de roches basaltiques massives ou coussinées, de filons-couches mafiques et de dykes en feuillet (Lamothe, 2007), alors que le Groupe de Parent est constitué d’une forte proportion de volcanoclastite et de lave mafique à intermédiaire.
 
Les roches volcaniques et les unités métasédimentaires étaient originalement attribuées aux groupes de Parent et de Perrault, respectivement (Lamothe, 1994). Suite à la synthèse de l’Orogène de l’Ungava (Lamothe, 2007), l’usage du Groupe de Perreault a été abandonné, et les unités métasédimentaires associées ont été regroupées dans le Groupe de Spartan. Plus récemment, Beaudette et al. (2020) ont réassigné les roches métasédimentaires de la partie nord du feuillet 35G11au Complexe de Qaaneq. Ils ont également introduit les unités pPpa9 à pPpa14.

Description

Le Groupe de Parent est constitué d’un ensemble de roches volcaniques formé majoritairement de coulées de lave massives, localement coussinées, dont la composition est principalement basaltique. Ce groupe comprend aussi d’épais niveaux de tuf à lapillis et, plus localement, de tuf à grain fin d’épaisseur centimétrique à décimétrique.
 
Dans le feuillet 35G11, certaines structures primaires sont préservées, bien qu’on note la présence d’une schistosité régionale bien développée, généralement accompagnée d’un aplatissement prononcé des caractéristiques originelles des unités. Quelques indicateurs de polarité, tels que des coussins et des granoclassements dans les tufs, ont pu être identifiés. Ils démontrent tous une polarité normale vers le nord ou le NW. Des niveaux sédimentaires à grain fin, riches en sulfures et localement en oxydes de fer, sont présents dans au moins quatre niveaux stratigraphiques différents. Ceux-ci sont marqués par de fortes anomalies magnétiques positives. La partie sud du Groupe de Parent, au nord de la Faille de Bergeron, comprend deux niveaux discontinus de mudrock à pyrrhotite correspondant à des anomalies magnétiques positives et à des anomalies électromagnétiques. Finalement, des filons-couches synvolcaniques de gabbro sont présents un peu partout dans la séquence.
 
Dans ce même feuillet, le Groupe de Parent est divisé en deux principales phases de composition basaltique à andésitique et de structure aphyrique ou porphyrique. Chacune de ces deux lithologies a été subdivisée en trois à l’aide de la géochimie (pPpa9a, b, c et pPpa10a, b, c). Des roches volcaniques extrusives dacitiques ont également été identifiées dans le nord du feuillet. Pour ces sous-unités, l’affinité géochimique varie de tholéiitique à calco-alcaline, alors que dans le secteur ouest (partie ouest du feuillet), l’affinité devient progressivement calco-alcaline (Picard et al., 1990), ce qui suggère plusieurs sources magmatiques pour le volcanisme. En effet, dans le feuillet 35G11, les unités s’empilent sous forme de lentilles plus ou moins continues dont la majorité d’entre elles sont présentes à plusieurs niveaux dans la stratigraphie, appuyant l’hypothèse de l’existence de différents centres éruptifs. Les failles présentes à travers la séquence pourraient également jouer un rôle quant à la répétition des unités. Cependant, l’ordre dans lequel sont empilées les unités ne se répète pas ailleurs dans la séquence.

Groupe de Parent 1 (pPpa1) : Tuf à grain fin, à lapillis

Dans le secteur du lac Lessard, les schistes à faciès tufacé présentent une granulométrie de <0,5 mm et peuvent contenir jusqu’à 5 % de phénocristaux de plagioclase ou de pyroxène. Ces schistes sont principalement composés d’actinote, de plagioclase, de quartz et de chlorite. Il est possible d’observer de la biotite brune et des carbonates. De plus, certains niveaux peuvent être fortement épidotisés (Tremblay, 1991).

Groupe de Parent 2 (pPpa2) : Tuf à blocs

Dans le secteur du lac Lessard, cette subdivision est composée de schiste tufacé contenant des fragments de roche volcanique à phénocristaux de pyroxène et à matrice recristallisée à structure granoblastique (Tremblay, 1991).

Groupe de Parent 3 (pPpa3) : Basalte aphanitique

Cette subdivision du Groupe de Parent se présente sous forme de schiste à actinote-chlorite à faciès dominant de roche volcanique mafique coussinée et massive. Les coulées sont d’épaisseur métrique à décamétrique. Ces roches sont brunâtres en surface altérée et vert moyen à foncé en surface fraiche. La granulométrie est généralement fine (<0,5 mm). La roche est partiellement recristallisée et la structure tend à être granoblastique. La minéralogie de ces roches est la suivante : pyroxène, plagioclase, actinote, chlorite, épidote et, localement, olivine, sphène, carbonates, biotite et minéraux opaques (Tremblay, 1991).

Dans le secteur du lac Lessard, il est courant d’y observer coussins, amygdales et autres structures primaires (Tremblay, 1991). Dans le secteur du lac Vanasse, les structures primaires sont difficilement observables, car ces métavolcanites sont généralement affectées d’une schistosité plus ou moins développée. On note aussi la présence commune d’amygdales millimétriques à centimétriques (Tremblay, 1989).

Groupe de Parent 4 (pPpa4) : Basalte à plagioclase

C’est en périphérie sud de la région du lac Vanasse qu’on retrouve les roches volcaniques mafiques les mieux conservées. Le basalte est composé de phénocristaux millimétriques de plagioclase (15-20 %) et d’augite (10-15 %), et la matrice (55 %) prend localement la forme de verre altéré. Les amygdales sont remplies d’épidote, de chlorite et de matrice (Tremblay, 1989).

Groupe de Parent 5 (pPpa5) : Basalte à pyroxène

Dans la région du lac Vanasse, le basalte le moins bien conservé contient des phénocristaux de plagioclase et de pyroxène très altérés. Les plagioclases sont altérés en séricite et en chlorite, tandis que les pyroxènes montrent surtout une altération en chlorite. La matrice se compose d’actinote et de chlorite avec des cristaux de plagioclase microlitiques ou partiellement recristallisés (Tremblay, 1989).

Groupe de Parent 6 (pPpa6) : Rhyolite

Il est à noter que du schiste amphibolitique non différencié, avec des reliques de lave coussinée et tufacée, forme des niveaux (jusqu’à 5 km d’épaisseur) au sud et au SE du lac Chassé. Il s’agit d’une épaisseur apparente qui résulte probablement d’une répétition tectonique. Des lentilles moins épaisses (200 m à 1 km) sont isolées dans une masse de gabbro dans le secteur du lac Lessard (Tremblay, 1991).

Groupe de Parent 7 (pPpa7) : Siltstone, grès, schiste à quartz-feldspath-biotite

Dans la région du lac Vanasse, les roches métasédimentaires interlitées avec le schiste d’origine volcanique forment des lits peu épais (1-2 m) de schiste à quartz-feldspath-muscovite, et plus rarement à biotite, correspondant à du métawacke. Des masses plus importantes sont présentes dans le secteur du lac Belleau (Tremblay, 1989).
 
Dans la région du lac Lessard, les roches métasédimentaires forment une séquence de ~2 km d’épaisseur et d’une vingtaine de kilomètres de longueur. Ces roches sont représentées par du schiste à quartz, muscovite et/ou biotite et/ou grenat finement grenus et à structure granoblastique. Elles sont généralement très affectées par la schistosité. Des lits de granulométrie plus grossière correspondant à de la méta-arkose ont aussi été observés localement (Tremblay, 1991).

Groupe de Parent 8 (pPpa8) : Schiste à plagioclase-séricite-ankérite

Cette unité informelle, peu décrite (par exemple l’affleurement 86-JM-6022), est présente seulement à l’est du lac Gagné.

Groupe de Parent 9 (pPpa9) : Roche volcanique et volcanoclastite basaltiques et aphyriques

Les lithologies aphyriques du Groupe de Parent sont constituées de basalte localement coussiné, de tuf à grain fin et de tuf à lapillis monogénique. Les roches volcaniques basaltiques aphyriques ont une patine noir verdâtre, sont homogènes et à granulométrie fine à aphanitique. Elles contiennent 0 % à 3 % d’amygdales millimétriques de quartz. La structure coussinée n’est pas décrite de façon systématique sur les affleurements de basalte aphyrique. En effet, cette structure est observée sur ~30 % des affleurements. Lorsque les coussins sont présents, ils sont généralement aplatis. Plus la schistosité augmente, plus il est difficile de déterminer la polarité. Cependant, des polarités vers le NW ont pu être identifiées à l’aide des coussins dans les basaltes aphyriques sur les affleurements suivants : 19-MB-3109, 19-CB-1143 et 19-KL-9200. Les coussins les mieux préservés sont situés entre les failles de Bergeron et de Qiqavik ainsi qu’à l’affleurement 19-KL-9200, à ~10 km au SE du lac Perrault. Les coussins mesurent 0,3 m à 1 m et montrent une polarité normale vers le NNW. Localement, ils sont affectés par des fractures de refroidissement radiales présentes au sommet de certains coussins (19-CB-1007).

Des sphérulites sont également décrites à certains affleurements, mais ne sont pas caractéristiques de l’unité. Par exemple, à l’affleurement 19-MB-3121, une brèche de coussin montre des fragments de coussin à sphérulites de 1 mm à 8 mm. Leur taille et leur proportion augmentent vers le cœur du coussin. D’un point de vue microscopique, la matrice des roches volcaniques est composée d’un assemblage d’épidote, de chlorite, de plagioclase altéré, de sphène, de carbonates et de minéraux opaques. Des cristaux d’augite plus grossièrement grenus que ceux de la matrice sont localement observés et représentent jusqu’à 20 % de la composition. 

Cette unité comprend également des niveaux de tuf finement lités. Les lits sont millimétriques à décimétriques et leur couleur en surface altérée varie de gris foncé à beige verdâtre pâle. Certains lits montrent un granoclassement dont la polarité dominante est normale vers le NW (19-CB-1140, 19-CB-1141, 19-MB-3120, 19-MB-3118). À l’affleurement 19-CB-1140, certaines séquences sont tronquées, définissant un empilement volcano-sédimentaire dont la polarité est également vers le NW. À l’affleurement 19-MB-3118, le tuf fin expose de fines lamines foncées millimétriques et d’autres plus pâles mesurant jusqu’à 1 cm. Certaines lamines sont rouillées. Sur la principale face de l’affleurement, un granoclassement vers le nord est marqué par des lits variant progressivement de tuf grossier à fin. Le contact net entre le sommet du lit (tuf fin) et le début du suivant (tuf grossier) est observé à 10 reprises. Les lits varient de 15 cm à 1,5 m. Le lit de 1,5 m représente les horizons TA-TB-TD de la séquence de Bouma, tandis que la plupart des lits contiennent seulement les horizons TA-TD. La schistosité est très peu développée sur l’ensemble de l’affleurement. Cependant, les micas observés à la loupe sont orientés dans le plan de litage, ce qui suggère que la schistosité est parallèle au litage.

Le tuf à lapillis monogénique à fragments aphyriques est moins important en termes de proportion et représente <5 % de l’unité. Lorsque les lapillis sont présents, ceux-ci sont aphyriques et gris foncé. À l’affleurement 19-MB-3006 et 19-MB-3117, les fragments sont fortement aplatis (10 pour 1). La matrice est beige et à granulométrie fine à grossière. La schistosité est bien développée. À l’affleurement 19-CB-1141, les lapillis sont ovoïdes et représentent ~20 % de la roche. Ils sont gris pâle et mesurent 2 mm à 5 mm. La matrice, quant à elle, est verte pâle et contient localement des cristaux libres de plagioclase. Ces derniers sont trapus, blanchâtres et millimétriques. Leur proportion varie de 0 % à 15 % et ils sont concentrés uniquement dans certains niveaux.

Les sous-unités suivantes ont été définies en fonction de leur signature géochimique (Beaudette et al., 2020).

Groupe de Parent 9a (pPpa9a) : Basalte tholéiitique

Les échantillons provenant de la sous-unité pPpa9a se retrouvent dans le champ des basaltes dans les diagrammes de Winchester et Floyd (1977). Leur affinité magmatique est clairement tholéiitique, comme démontré par le diagramme d’affinité de Ross et Bédard (2009). Leur profil multiélémentaire est généralement lisse et présente une pente légèrement positive.

Groupe de Parent 9b (pPpa9b) : Basalte tholéiitique à transitionnel

Le basalte tholéiitique à transitionnel est caractérisé par un profil multiélémentaire légèrement pentu. Ce groupe peut être divisé en deux sous-groupes selon la géochimie. Le premier présente une forte anomalie négative en Nb et une plus faible anomalie négative en Ti. Selon le diagramme d’Agrawal et al. (2008), son environnement de formation est un arc insulaire. Le deuxième groupe, quant à lui, ne présente pas d’anomalie caractéristique et sa signature géochimique est typique d’un rift océanique (Ross et Bédard, 2009). Puisque les deux groupes sont similaires et géographiquement associés, ils ont été fusionnés pour faciliter l’interprétation géologique. 

Groupe de Parent 9c (pPpa9c) : Basalte transitionnel à calco-alcalin

Le basalte transitionnel à calco-alcalin présente un profil multiélémentaire fortement pentu. Les anomalies en Nb et Ti varient de faiblement à fortement négatives.

Groupe de Parent 10 (pPpa10) : Roche volcanique et volcanoclastite basaltiques à phénocristaux de pyroxène

Cette unité se caractérise par la présence de phénocristaux de clinopyroxène trapus de 7 mm à 15 mm dont la proportion varie de 5 % à 15 %. Des phénocristaux de plagioclase allongés millimétriques sont localement présents (jusqu’à 10 % de la roche). Les cristaux de plagioclase sont typiquement plus petits (~1 mm) que ceux du clinopyroxène. En affleurement, les phénocristaux sont visibles en surface altérée et en cassure fraîche. 

Cette unité englobe de la roche volcanique cohérente à patine verdâtre (19-CB-1136), de la brèche de coulée (19-MB-3105) et du tuf à lapillis porphyriques monogénique (19-MB-3043). Les laves ont une patine grise foncée et ne semblent pas particulièrement affectées par la déformation en affleurement. La roche est homogène, tout comme la distribution des phénocristaux de clinopyroxène. L’épaisseur apparente des niveaux de lave est de 2 m minimalement (19-GL-2054), mais peut atteindre 25 m (19-GM-5057). À l’affleurement 19-MB-3105, une brèche de coulée a été observée dans les niveaux de lave porphyrique. En effet, une variation dans la proportion de fragmentation est marquée par la présence de matériel aphanitique (interprété comme une roche hyaloclastique) définissant des fragments distincts. Par exemple, un bloc de 1,3 m avec des bordures de coussins a été décrit : il contient ~30 % d’amygdales, 15 % de pyroxène (1-4 mm) et 5 % à 10 % de plagioclase (1 mm). Au contact avec ce bloc, la brèche est monogénique et les fragments sont de même composition que la lave adjacente, mais leur contenu en amygdales est variable (0 % à 30 %). Les fragments sont ovoïdes et mesurent de 1 cm à 30 cm. 

 

Le tuf à lapillis porphyriques monogénique se présente avec une patine d’altération beige et contient de 5 % à 50 % de lapillis porphyriques. Ces derniers sont ovoïdes ou aplatis selon l’intensité de la déformation. Les niveaux de tuf à lapillis sont de puissance plurimétrique, si bien que les contacts avec les autres unités ou la stratification primaire ne sont pas toujours visibles en affleurement. À l’affleurement 19-GM-5065, l’épaisseur apparente des roches volcanoclastiques est de 10 m et la volcanoclastite est en contact avec le basalte porphyrique à phénocristaux de pyroxène. À l’affleurement 19-BC-7025, bien que le tuf à lapillis soit d’une épaisseur de ~50 m (affleurement discontinu), aucune évidence de stratification n’a été observée. Ceci pourrait être expliqué par la mauvaise qualité des affleurements, par la trop forte déformation, ou encore par les caractéristiques intrinsèques des volcanoclastites. Toutefois, la stratification est localement marquée par la variation dans la taille et la proportion de lapillis. Par exemple, à l’affleurement 19-CB-1066, certains niveaux sont moins riches en phénocristaux de pyroxène. Par contre, la qualité des affleurements (abondance de lichen) ne permet pas de bien voir le contact, donc aucune mesure de stratification n’a été prise dans le tuf à lapillis. En plus des fragments de roche volcanique porphyrique, la matrice peut également contenir des phénocristaux libres de clinopyroxène et de plagioclase. Les phénocristaux de clinopyroxène sont trapus (2 mm à 7 mm) et peuvent représenter jusqu’à 20 % de la lithologie. Les plagioclases sont également trapus et mesurent de 1 mm à 3 mm. Typiquement, la schistosité est mieux développée dans les niveaux de tuf que de lave. En effet, la matrice est généralement fortement schisteuse et les lapillis sont aplatis dans le plan de schistosité. 

 

En lame mince, les basaltes porphyriques sont composés de phénocristaux d’augite et d’une proportion variable de lattes millimétriques de plagioclase dans une matrice microblastique et amygdalaire à épidote (zoïsite ± pistachite), leucoxène, chlorite ± actinote. Les phénocristaux d’augite sont généralement subautomorphes, maclés, zonés et partiellement altérés en actinote et en chlorite. Les cristaux de plagioclase sont constitués d’albite-oligoclase plus ou moins imprégnés de zoïsite néoformée, de séricite et localement de chlorite. Enfin, les amygdales (jusqu’à 20 %) sont remplies d’un assemblage d’épidote, de calcite et de chlorite. Certaines coulées plus andésitiques présentent une structure gloméroporphyrique caractérisée par des amas de lattes allongées de plagioclase dans une matrice vacuolaire et microlitique à plagioclase contenant une faible proportion de cristaux de pyroxène (Picard, 1995).

Groupe de Parent 10a (pPpa10a) : Basalte tholéiitique

Cette sous-unité est d’affinité géochimique tholéiitique et présente une signature de rift océanique selon le diagramme d’Agrawal et al. (2008). Son profil multiélémentaire montre des anomalies négatives en Th et Zr.

Groupe de Parent 10b (pPpa10b) : Basalte tholéiitique à transitionnel

Le basalte à concentration faible de Zr est d’affinité tholéiitique à transitionnelle et présente une signature entre les basaltes d’arc insulaire et de rift océanique, selon le diagramme d’Agrawal et al. (2008). Son profil multiélémentaire est caractérisé par de fortes anomalies négatives en Nb, Ta, Zr, Hf et Ti.

Groupe de Parent 10c (pPpa10c) : Basalte et andésite transitionnels à calco-alcalins

Le basalte et l’andésite à concentration élevée en Zr sont d’affinité transitionnelle à calco-alcaline et ont une signature entre des basaltes d’arc insulaire et de rift océanique, selon le diagramme d’Agrawal et al. (2008). Ils se distinguent du basalte de l’unité pPa10b par leur profil multiélémentaire sans anomalie en Zr ou en Hf. Cependant, leur profil présente des anomalies négatives en Nb, Ta et Ti.

Groupe de Parent 11 (pPpa11) : Dacite aphyrique

La dacite se trouve dans la portion nord du Groupe de Parent. Elle est particulièrement bien exposée à l’affleurement 19-MB-3071. En affleurement, elle se distingue des autres unités volcaniques par sa patine gris blanchâtre très clair et sa granulométrie très fine à aphanitique. Elle contient 0 % à 25 % de grenat (5-10 mm) pœcilitique arrondi, concentré à proximité de zones plus grenues. Ces zones sont principalement composées de plagioclase blanc (~5 mm) et de 10 % de hornblende de <1 mm qui marquent la foliation. Les zones sont d’épaisseur centimétrique à décimétrique et distribuées aléatoirement. Elles peuvent être de forme arrondie ou allongée. Localement, elles semblent prendre la forme d’injections. Dans le secteur nord du feuillet 35G11, le métamorphisme est au faciès supérieur des schistes verts jusqu’au faciès des amphibolites, ce qui explique la présence de grenat et de hornblende dans la dacite. Aucune structure primaire n’a été observée dans la roche. Du point de vue géochimique, la dacite est d’affinité transitionnelle à calco-alcaline et possède une signature d’arc insulaire et de fortes anomalies négatives en Nb et Ti.

Groupe de Parent 12 (pPpa12) : Tuf à lapillis et à blocs polygénique

Les roches volcanoclastiques polygéniques sont des tufs à lapillis ou à blocs qui contiennent des fragments de différentes natures. La majorité des fragments proviennent de roche volcanique mafique aphyrique ou porphyrique à phénocristaux de pyroxène ± plagioclase. La source de ces fragments pourrait correspondre aux unités pPpa9 et pPpa10. Des fragments felsiques aphanitiques ou de chert gris foncé ont été décrits localement (19-MB-3119, 19-MB-3006, 19-SL-4195), mais ne sont pas caractéristiques de l’unité. Les lapillis ont généralement une forme ellipsoïdale due à la déformation. À l’affleurement 19-MB-3042, le tuf à lapillis et à blocs polygénique est bien exposé et représente un exemple typique de cette unité. Son épaisseur à cet endroit est de ≥50 m. Les fragments sont aplatis (5 pour 1) et représentent 90 % de la composition. Le tuf à lapillis et à blocs contient principalement des fragments de roche volcanique porphyrique à phénocristaux de clinopyroxène, de roche volcanique à phénocristaux de plagioclase et de roche volcanique aphyrique et amygdalaire. Localement, on observe un fragment de granite rosé. Les fragments sont aplatis et les phénocristaux sont trapus.

À l’affleurement 19-MB-3118, le tuf à lapillis est bien exposé et très peu déformé. Il est constitué de deux principaux types de lapillis qui totalisent 30 à 40 % de la roche. Le premier type de lapilli est beige clair et aphanitique et le deuxième est gris verdâtre aphanitique. La majorité (90 %) des lapillis sont millimétriques (2-10 mm), tandis que 10 % des lapillis sont plus grossiers et de taille centimétrique. Des baguettes de plagioclase varient de 1 mm à 5 mm et représentent ~30 % du tuf. La granulométrie des lapillis diminue progressivement vers le nord jusqu’à atteindre <2 mm (tuf à grain grossier à cendres). Les lapillis sont anguleux à subanguleux et très peu déformés. Plus au nord, on retrouve une série de dépôts de turbidite de tuf fin à grossier (pPpa9). D’un point de vue géochimique, les analyses géochimiques issues des roches volcanoclastiques polygéniques sont tributaires des fragments analysés. Ainsi, la répartition des analyses dans différents diagrammes ne forme pas de regroupement significatif.

Groupe de Parent 13 (pPpa13) : Filon-couche de gabbro synvolcanique

Les filons-couches de gabbro sont mis en place dans la séquence volcanique. Ils sont plus grenus, plus compétents et semblent moins altérés que l’encaissant volcanique. Leur épaisseur n’est pas toujours significative, donc non cartographiable. Leur réelle proportion n’est pas représentée sur la carte. Dans le secteur sud du Groupe de Parent, les filons-couches gabbroïques sont présents entre les failles de Bergeron et de Mivvik. Le gabbro est mésocrate, à grain fin, homogène et massif. Il contient des traces de pyrrhotite (19-SM-6010). À l’affleurement 19-GL-2150, le gabbro a une granulométrie moyenne et une puissance de 50 m. À l’affleurement 19-MB-3113, le filon-couche de gabbro contient des pyroxènes trapus à granulométrie grossière. Il est en contact au nord et au sud avec des basaltes en coussin, ce qui a permis de déterminer que le filon-couche est effectivement parallèle à la stratigraphie.

Plus au nord, à l’ouest de la dacite (pPpa11), des filons-couches ont été interprétés à l’aide de la géophysique. En effet, des anomalies magnétiques positives sont présentes sur le levé géophysique magnétique alors que les lithologies en surface ne sont pas magnétiques. Comme les anomalies sont parallèles aux contacts des unités volcaniques et qu’elles se trouvent géographiquement au sein de la séquence volcanique, ces polygones ont été assignés au Groupe de Parent. En effet, ces anomalies ont été interprétées comme des filons-couches magnétiques. Cependant, la source de ces anomalies pourrait être toute autre, telle que des intrusions en profondeur par exemple.

Groupe de Parent 14 (pPpa14) : Mudstone à pyrrhotite, formation de fer et chert

Cette unité regroupe quatre niveaux repères orientés E-W dans le feuillet 35G11. Bien que l’unité affleure peu, elle est particulièrement visible sur les cartes géophysiques grâce à sa signature caractéristique définie par de fortes anomalies linéaires magnétiques et conductrices. 

Les deux premiers niveaux sont situés entre les failles de Bergeron et de Mivvik et affectés par le plissement. Ils sont composés de mudstone à pyrrothite et d’une proportion mineure de chert. Le mudstone à pyrrhotite est exposé à l’affleurement 19-SM-6143, où son épaisseur varie de 5 m à 50 m. Aux affleurements 19-MB-3133 et 19-MB-3108, le mudstone à pyrrhotite a une puissance de 1 m. Il est schisteux, de couleur rouille et en contact de part et d’autre avec un basalte. Les sulfures, principalement de la pyrrhotite, comptent pour ~40 % de la roche. À l’affleurement 19-MB-3108, les lits sont millimétriques et certains d’entre eux sont plus cherteux, tandis que d’autres contiennent des sulfures. Un mince niveau (<10 cm) de chert à lamines milimétriques a également été décrit à l’affleurement 19-GM-5179.

Le troisième niveau repère est situé au sud de la Suite de Sanimuapik (pPsak), à proximité de la Faille de Qiqavik. Un chert à pyrrhotite a été décrit à l’affleurement 19-GM-5062. Le niveau de chert à pyrrhotite est de couleur rouille et varie en épaisseur de 50 cm à 1 m. Il est à grain très fin et présente des laminations. À proximité de la Faille de Qiqavik, un dyke plurimétrique de roche ultramafique altéré possède une forte signature magnétique (19-MB-3091), ce qui peut influencer le signal géophysique associé à la pyrrhotite. Ainsi, la continuité du chert à pyrrothite décrit à l’affleurement 19-GM-5062 n’est pas bien contrainte. 

Finalement, le dernier niveau repère se situe dans la portion nord du Groupe de Parent, au SW de la dacite (pPpa11). Cette unité est formée de formation de fer au faciès des oxydes et particulièrement bien exposée à l’affleurement 19-SL-4106. Des lits de magnétite fine sont interlités avec des niveaux quartzeux ainsi que des lits de mudstone à grenat. Le litage est centimétrique à décimétrique, et l’épaisseur de la formation de fer varie de 1 cm à 50 cm. Certains lits au sein de la séquence contiennent jusqu’à 1 % de pyrite fine disséminée, ce qui leur donne une couleur rouille.

Épaisseur et distribution

Le Groupe de Parent est présent au nord de la Faille de Bergeron, dans le Domaine Nord de l’Orogène de l’Ungava. Il est en contact au nord et à l’est avec les unités de la Suite de Cape Smith et du Groupe de Watts. Selon les travaux de Lamothe (2007), le Groupe de Parent s’étend vers l’ouest jusqu’au contact entre le Domaine Sud et le Domaine lithotectonique de Kovik, dans le secteur du lac Bilson (feuillet 35F11). Son épaisseur apparente (N-S) varie de 2 km à 20 km. Plus précisément, il est présent dans la demi-sud des feuillets 35G11 et 35G12 et, dans une moindre mesure, dans la partie sud des feuillets 35G10 et 35F09. Il est également présent dans la portion nord du feuillet 35G05. 

Datation

Un âge U-Pb maximal de 1917 Ma pour un zircon magmatique été obtenu dans une unité felsique épiclastique contenant aussi des zircons archéens dont les âges sont de >2,4 Ga. Cette unité, située au sud du lac Perrault, a d’abord été décrite comme une rhyodacite. Or, la présence de zircon hérité et de grains arrondis de feldspath suggère plutôt une roche sédimentaire ou une volcanoclastite contenant un apport détritique. Ainsi, cet âge est interprété comme l’âge maximal de dépôt de l’unité (Machado et al., 1993). Un âge U-Pb de ~1860 Ma a été obtenu sur une rhyolite au contact ouest entre les domaines Nord et Sud et le Domaine lithotectonique de Narsajuaq (Machado et al., 1993). On mentionne que cet échantillon contient une concentration élevée en plomb commun. 

Unité Numéro d’échantillon Système isotopique Minéral Âge (Ma) (+) (-) Référence(s)
pPpa6 DL3 U-Pb Zircon 1917     Machado et al., 1993
pPpa1 DL6 U-Pb Zircon 1860 2 2

 

Relations stratigraphiques

Les relations stratigraphiques entre le Groupe de Parent et les unités adjacentes sont marquées par les nombreuses failles de chevauchement coupant le Domaine Nord. Aucune transition directe ou contact primaire n’a été observé avec les groupes de Watts, de Spartan et de Chukotat. Ainsi, les relations stratigraphiques avec les autres composantes du Domaine Nord ne peuvent être établies à ce stade. St-Onge et al. (2001, 2002) considèrent que les unités du Domaine Nord ne démontrent aucun lien tectonostratigraphique ou intrusif avec celles du Domaine Sud.
 
Dans le feuillet 35G11, le Groupe de Parent est coupé par plusieurs générations d’intrusions, soit les suites de Qikirtalialuk, de Sanimuapik et d’Iqiat. La limite sud du Parent se trouve également en contact faillé (Faille de Bergeron) avec le Groupe de Chukotat situé au sud. La Suite de Foucault présente des similitudes avec l’unité porphyrique du Parent (pPpa10), notamment par la présence de phénocristaux de hornblende. Cependant, dans la Suite de Foucault, les phénocristaux sont de la hornblende, alors que dans le Groupe de Parent, les phénocristaux sont du clinopyroxène. L’augmentation du degré de métamorphisme vers le nord peut expliquer le remplacement par la hornblende des phénocristaux de clinopyroxène, typiques des unités porphyriques du Groupe de Parent. Ainsi, la Suite de Foucault (pPfoc2) pourrait constituer l’équivalent métamorphique de la séquence volcanique du Groupe de Parent.

Paléontologie

Ne s’applique pas.

Références

Publications accessibles dans SIGÉOM Examine

BEAUDETTE, M., BILODEAU, C., MATHIEU, G. 2020. Géologie de la région du lac Parent, Fosse de l’Ungava, Nunavik, Québec, Canada. MERN. BG 2020-04, 1 plan.

LAMOTHE, D., 2007. LEXIQUE STRATIGRAPHIQUE DE L’OROGENE DE L’UNGAVA. MRNF. DV 2007-03, 66 pages et 1 plan.

PICARD, C., 1995. SYNTHESE PETROGEOCHIMIQUE DES ROCHES VOLCANIQUES PROTEROZOIQUES DE LA CEINTURE OROGENIQUE DE L’UNGAVA : EVOLUTION GEOLOGIQUE DES GROUPES DE POVUNGNITUK, DE CHUKOTAT ET DE PARENT. MRN. MB 95-01, 257 pages.

TREMBLAY, G., 1989. GEOLOGIE DE LA REGION DU LAC VANASSE (FOSSE DE L’UNGAVA). MRN. ET 87-08, 29 pages et 2 plans.

TREMBLAY, G., 1991. GEOLOGIE DE LA REGION DU LAC LESSARD (FOSSE DE L’UNGAVA). MRN. ET 88-09, 32 pages et 2 plans.

 

Autres publications

MACHADO, N., DAVID., SCOTT, D.J., LAMOTHE, D., PHILIPPE, S., GARIÉPY, C., 1993. U-Pb geochronology of the western cape smith belt, Canada: new insights on the age of initial rifting and arc magmatism. Precambrian research, volume 63, pages 211-223. doi.org/10.1016/0301-9268(93)90034-Y

AGRAWAL, S., 2008. Tectonic discrimination of basic and ultrabasic volcanic rocks through log-transformed ratios of immobile trace elements. International Geology Review; volume 50, pages 1057-1079. doi.org/10.2747/0020-6814.50.12.1057

DUNPHY, J.M., LUDDEN, J.N., 1998. Petrological and geochemical characteristics of a paleoproterozoic magmatic arc (Narsajuaq terrane, Ungava orogen, Canada) and comparisons to Superior province granitoids. Precambrian research, volume 91, pages 109–142. doi.org/10.1016/S0301-9268(98)00041-2

ROSS, P.-S., BÉDARD, J.H., 2009. Magmatic affinity of modern and ancient subalkaline volcanic rocks determined from trace-element discriminant diagrams. Canadian Journal of Earth Science; volume 46, pages 823-839. doi.org/10.1139/E09-054

ST-ONGE, M.R., LUCAS, S.B., 1993. Geology of the Eastern Cape Smith belt: parts of the Kangiqsujuaq, cratère du Nouveau-Québec, and lacs Nuvilik map areas, Québec. Geological survey of Canada, Memoir 438. doi.org/10.4095/183988

WINCHESTER, J.A., FLOYD, P.A., 1977. Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology; volume 20, pages 325-343. doi.org/10.1016/0009-2541(77)90057-2

 

Citation suggérée

Ministère de l’Énergie et des Ressources naturelles (MERN). Groupe de Parent. Lexique stratigraphique du Québec. https://gq.mines.gouv.qc.ca/lexique-stratigraphique/province-de-churchill/groupe-de-parent [cité le jour mois année].

 

Collaborateurs

Première publication

Mélanie Beaudette, géo. stag., B. Sc. melanie.beaudette@mern.gouv.qc.ca; Carl Bilodeau, géo., M. Sc. carl.bilodeau@mern.gouv.qc.ca (rédaction)

Mehdi A. Guemache, géo., Ph. D. (coordination); James Moorhead, géo., M. Sc. (lecture critique); Simon Auclair, géo., M. Sc. (révision linguistique); Céline Dupuis, géo., Ph. D. (version anglaise); Ricardo Escobar Moran (montage HTML). 

 
23 octobre 2020