Historique

Description

Le Groupe de Wakeham représente essentiellement une séquence silicoclastique arénacée accompagnée de paragneiss, de mudrock, de conglomérat, de roches carbonatées et de roches volcaniques en plus faibles proportions. Cet ensemble de roches est faiblement à moyennement métamorphisé; selon Gobeil et al. (2003), il a conservé suffisamment de ses caractères primaires pour être traité comme une unité lithostratigraphique, même si ses limites inférieure et supérieure ne peuvent être fixées. Il est subdivisé en sept unités : 1) une unité d’arénite quartzitique (mPwk1); 2) une unité de subarkose (mPwk2); 3) une unité de conglomérat (mPwk3); 4) une unité de basalte et de tuf mafique (mPwk4); 5) une unité de mudrock (mPwk5); 6) une unité de calcaire gréseux, de grès calcareux et de mudrock calcareux (mPwk6); et 7) une unité de paraschiste quartzifère (mPwk7). L’arénite quartzitique (mPwk1) et la subarkose (mPwk2) sont les lithologies les plus abondantes.

Dans les secteurs les moins métamorphisés, le grès est localement bien lité et exhibe en plusieurs endroits des structures primaires mésoscopiques bien préservées telles que des laminations parallèles, des laminations obliques et du granoclassement, permettant ainsi de définir des polarités stratigraphiques (Madore et al., 1997a; Verpaelst et al., 1999). 

Dans les secteurs plus métamorphisés, la composition, les textures et les structures sédimentaires sont généralement difficiles à reconnaître à cause du degré de recristallisation de la roche, de la transformation de certains minéraux détritiques en minéraux métamorphiques et, dans certaines régions, de la déformation qui ont modifié ou oblitéré la géométrie initiale des dépôts (Madore et al., 1997b; Verpaelst et al., 1999). Dans les secteurs où la recristallisation est moins prononcée, il est cependant possible d’observer les formes originales des grains et de mesurer leur arrondi et leur sphéricité. Madore et al. (1997b) considèrent que les micas et le quartz microcristallin intergranulaire représentent la matrice originale des grès. Si tel est le cas, la plupart des grès observés dans la région cartographiée sont des arénites (<15 % de matrice). Le carbonate interstitiel des grès est considéré par ces auteurs comme d’origine primaire étant donné la présence de niveaux de roche sédimentaire carbonatée dans le groupe, mais une partie du carbonate pourrait avoir une origine diagénétique ou métamorphique. 

Selon Gobeil et al. (2003), les roches volcaniques constituent l’élément lithologique le plus controversé du Groupe de Wakeham. Sharma et Jacoby (1972) et Martignole et Indarès (1988), entre autres, ont interprété les porphyres felsiques cartographiés dans la partie NE du Groupe de Wakeham comme des roches volcaniques effusives. Un nouvel examen de ces porphyres n’a pas permis de confirmer la présence de textures ou de structures propres aux roches effusives, ce qui a mené Gobeil et al. (2003) à croire que, dans la plupart des cas, ces roches représentent des intrusions hypabyssales dont certaines sont beaucoup plus jeunes (entre 1271 et 1246 Ma; Loveridge, 1986; David et al., 1994) que le reste des faciès du Groupe de Wakeham (~1630 Ma). Cependant, ces auteurs ont noté la présence de tuf felsique, notamment à l’intérieur d’une séquence de conglomérat polygénique, de mudrock et d’arénite d’une centaine de mètres d’épaisseur localisée au nord du lac Auger (feuillet 12L09). De même, Sharma et Jacoby (1972) ont décrit des brèches polygéniques de composition rhyolitique dans le secteur des lacs Gaudreault et Jérémie (feuillets 12L15 et 12L16). Finalement, Corriveau et Bonnet (2001) ont observé dans la région du lac Musquaro (feuillet 12K02) du tuf felsique et possiblement de la rhyolite, associés à des roches métasédimentaires, qui sont semblables à ceux du Groupe de Wakeham. Les laves rhyolitiques occupent donc une superficie restreinte dans la partie orientale du Groupe de Wakeham, même si, comme l’affirment Gobeil et al. (2003), elles sont beaucoup moins abondantes que ne le laissaient croire les travaux antérieurs. La position des niveaux de tuf felsique en marge du Groupe de Wakeham semble indiquer que ces roches volcaniques sont situées près de la base de la séquence stratigraphique. Quelques zones isolées et restreintes de métabasalte (unité mPwk4) ont aussi été observées à l’intérieur de la séquence sédimentaire (Martignole et al., 1992; Madore et al., 1997a). Martignole et al. (1992) signalent notamment la présence de laves en coussins dans quelques affleurements de la région du lac Arthur (feuillet 12M01). Les résultats des travaux de cartographie de la fin des années 1990 n’ont pas permis d’identifier d’autres unités basaltiques, bien que certaines amphibolites à grain fin intercalées dans les roches métasédimentaires pourraient représenter des coulées basaltiques métamorphisées.

La composition très uniforme des grès du Groupe de Wakeham, leur maturité texturale, leur épaisseur considérable et la rareté des conglomérats semblent indiquer un milieu de dépôt stable dans un bassin en subsidence et une source de faible relief ou distale (Gobeil et al., 2003). Leur composition quartzofeldspathique pointe vers une source cratonique de composition granitique. Les structures sédimentaires des grès, la présence de quelques conglomérats et la rareté des pélites sont attribuables à un milieu de dépôt de haute énergie caractérisé par un taux de sédimentation élevé (cupules et piliers, dykes clastiques, rides chevauchantes) et périodiquement instable (présence de glissements et de plis intracouches synsédimentaires). Ce milieu est, par moments ou localement, peu profond (rides d’oscillation et fentes de retrait) et soumis à l’action des tempêtes (stratification mamelonnée, galets arrachés et coulées de débris). Les pélites et les roches calcareuses de la bande située au sud du lac Cormier (feuillet 12N04) indiquent que, par moment ou dans des zones restreintes, l’environnement était de moins grande énergie. Ces conditions sont généralement réunies dans des environnements anorogéniques de type marge continentale passive ou bassin d’arrière-arc en milieu continental plutôt que dans des zones de rift continental actives (Martignole et al.,1992), où les conglomérats et les dépôts proximaux seraient plus abondants. Toutefois, la présence de conglomérat, notamment de conglomérat polygénique, dans la partie inférieure du Groupe de Wakeham indique que la mise en place de la séquence a débuté dans un milieu tectoniquement actif.

Le conglomérat forme des bandes intercalées dans les unités d’arénite quarzitique (mPwk1) et de subarkose (mPwk2).

Dans la région du lac Briend (feuillet 12N05), le conglomérat est monogénique ou polygénique et contient surtout des blocs et des galets d’arénite quartzitique et de granite en plus faible proportion (Madore et al., 1997a). La matrice est généralement gréseuse et composée de quartz, de feldspath, de muscovite et de biotite. Des porphyroblastes de grenat et un ciment de carbonate sont localement présents dans la matrice. Dans la région du lac Cormier (feuillet 12N04), le grès contient quelques niveaux lenticulaires de conglomérat monogénique intraformationnel (Madore et al., 1997b). Le conglomérat est composé de fragments de mudrock ou de grès à grain fin semblables à ceux des unités mPwk1 et mPwk2. L’épaisseur de ces niveaux n’excède pas un mètre. La matrice est généralement gréseuse et composée de quartz, de feldspath, de muscovite et de biotite.

Dans les régions des lacs Arthur et Ruffin (feuillets 12M01 et 12M02), on observe un conglomérat polymicte à cailloux et galets d’arénite quartzitique (Martignole et al., 1992). Les fragments sont en général arrondis et déformés en cigares. Près du lac Noël, outre les fragments d’arénite quartzitique, on trouve des fragments de granitoïdes et de rhyolite et, localement, des fragments de volcanites mafiques. La matrice (5 % de la roche) est grise et à grain moyen. Elle contient principalement des grains de quartz bleu et de feldspath noyés dans un matériau phylliteux. 

Gobeil et al. (2003) considèrent que la présence de conglomérat, bien que rare, est importante pour la compréhension du Groupe de Wakeham. Martignole et al. (1992) ont interprété le conglomérat comme la preuve de l’existence d’une discordance dans le Groupe de Wakeham. Les travaux de Gobeil et al. (2003) indiquent plutôt que les bandes de conglomérat sont présentes à plusieurs niveaux stratigraphiques et qu’elles sont concordantes aux autres lithologies. L’existence de discordances d’érosion locales dans le Groupe de Wakeham est toutefois fortement probable selon ces auteurs. Gobeil et al. (2003) ont distingué trois types de conglomérats : 1) un conglomérat intraformationnel à galets arrachés de mudrock; 2) un conglomérat monogénique à cailloux et à galets de quartzite; et 3) un conglomérat polygénique à cailloux, à galets et à blocs d’arénite quartzitique et de granite porphyroïde. De plus, dans la région du lac Arthur, un conglomérat polygénique à blocs de quartzite renferme un claste métrique de calcaire, alors que Martignole et al. (1992) mentionnent la présence de clastes de roches mafiques dans la région des lacs Arthur et Ruffin. Le premier type de conglomérat est reconnu dans l’ensemble de la séquence, alors que les deux autres sont concentrés dans la partie inférieure présumée de la séquence et sont associés localement à des niveaux pélitiques et volcanoclastiques, comme dans la région du lac Auger. Le granite porphyroïde à phénocristaux de quartz bleuté contient des fragments de conglomérat qui ressemblent beaucoup au porphyre granitique à quartz bleu de la Suite felsique de Kataht cartographié dans la partie NE du Domaine de Natashquan (Madore et al., 1997; Verpaelst et al., 1997). Ceci indique que la sédimentation du Groupe de Wakeham est, en partie du moins, contemporaine de la mise en place de granites de la Suite felsique de Kataht (1510 à 1493 Ma; Wodicka et al., 2003; Van Breemen et Corriveau, 2005).

Groupe de Wakeham 4 (mPwk4) : Basalte et tuf mafique

Dans la région des lacs Arthur et Ruffin (feuillets 12M01 et 12M02), l’unité mPwk4 regroupe du basalte et du tuf mafique (Martignole et al., 1992). Le basalte se présente principalement sous la forme de coulées massives ou, plus rarement, coussinées. Il est en général vert foncé à noirâtre en cassure fraiche et vert pistache en surface altérée et contient par endroits des amygdales remplies d’épidote. En lame mince, le basalte montre une microstructure porphyrique (plagioclase et amphibole verte) ou localement gloméroporphyrique (plagioclase). Les phénocristaux de plagioclase sont plus ou moins altérés en épidote et en carbonate. La mésostase est holocristalline avec une granulométrie de <0,1 mm. Des restes de verre dévitrifié ont été observés dans la mésostase de certains basaltes particulièrement frais de la région du lac Fleury. Ces mêmes basaltes montrent aussi des microlites de plagioclase dont les extrémités ont une texture squelettique impliquant un refroidissement très rapide. Le feldspath, sous forme de plaquettes, est omniprésent. Les minéraux ferromagnésiens sont principalement représentés par l’actinote-trémolite et, beaucoup plus rarement, par une amphibole verte et la biotite plus ou moins chloritisée. L’épidote et la chlorite sont relativement abondantes en fonction du degré d’altération. Les autres minéraux de la mésostase, en proportion beaucoup plus faible, sont le quartz (présents dans ∼50 % des cas), le sphène, le leucoxène et les oxydes de fer.

Le tuf mafique est représenté surtout par du schiste vert foncé à magnétite complètement recristallisé. En lame mince, la roche montre une texture rubanée lépidoblastique. Elle est en majeure partie composée de biotite, de magnétite, de muscovite et de chlorite, avec le quartz, le feldspath, l’épidote et le carbonate comme minéraux accessoires. Localement, on observe des lits millimétriques de carbonate à grain grossier et des amas globuleux de magnétite, de chlorite et de biotite. Quelques niveaux de tuf situés autour du lac Ruffin présentent des structures primaires mieux préservées. Ils sont constitués de fragments de quartz et de feldspath dans une mésostase mafique finement recristallisée ou aphanitique. Le quartz est corrodé, arrondi et montre une extinction roulante. Le feldspath forme soit des amas arrondis et recristallisés avec de la biotite et de la chlorite, soit des baguettes fragmentées, corrodées et altérées. Des porphyroblastes de biotite, de chlorite et d’amphibole et quelques baguettes de plagioclase sont présents dans la mésostase.

Dans la région du lac Briend (feuillet 12N05), Madore et al. (1997a) mentionne que des coulées basaltiques, constituant <1 % de la séquence, sont interstratifiées avec les roches sédimentaires détritiques. Ces coulées sont généralement massives et montrent rarement des reliques de coussins. Le basalte métamorphisé est constitué de cristaux d’actinote aciculaires enchevêtrés avec des porphyroblastes de biotite, des minéraux opaques (dont la magnétite) et de l’épidote dans une mésostase essentiellement composée de plagioclase et d’une proportion moindre de quartz. La chlorite remplace partiellement la biotite et le plagioclase microcristallin est couramment séricitisé. Le basalte contient communément des amygdales constituées de calcite, de chlorite ou d’épidote. Quelques reliques de microlites de plagioclase ont résisté à la recristallisation métamorphique. 

Dans la région du lac Cormier (feuillet 12N04), quelques affleurements isolés de roche mafique ont été observés à l’intérieur de la séquence sédimentaire (Madore et al., 1997b). La surface exposée est cependant beaucoup trop limitée pour que cette unité soit représentée sur la carte géologique. Cette roche mafique est métamorphisée et composée de cristaux d’actinote aciculaires enchevêtrés, de minéraux opaques, de leucoxène et d’épidote dans une mésostase essentiellement composée de plagioclase et d’un faible pourcentage de quartz. Elle contient des amygdales remplies de plagioclase ou d’actinote. Quelques reliques de microlites de plagioclase ont résisté à la recristallisation métamorphique. Comme aucune structure typique des roches volcaniques n’a été observée, cette roche pourrait aussi représenter une unité de gabbro.

Les quelques roches volcaniques mafiques et felsiques du Groupe de Wakeham analysées montrent des signatures semblables à celles des roches volcaniques mises en place en milieu continental (Bourne, 1986; Desjardins, 1988; Martignole et al., 1992; Verpaelst et al., 1997a).

Groupe de Wakeham 5 (mPwk5) : Mudrock

Le mudrock constitue généralement <1 % des lithologies observées sur le terrain. Il est interstratifié avec le grès. Selon Gobeil et al. (2003), il est cependant fort probable que cette abondance relative soit sous-évaluée, car ces unités sont moins résistantes à l’érosion. Du mudrock a été identifié par Claveau (1949) et par Martignole et al. (1992) respectivement dans les régions des lacs Wakeham, Arthur et Ruffin. Ces auteurs indiquent qu’il serait plus abondant à la base de la séquence. Sharma et Jacoby (1972) et Verpaelst et al. (1997b) décrivent aussi un niveau de quelques dizaines de mètres d’épaisseur de mudrock associé à des roches carbonatées et à du grès calcareux dans la région du lac Cormier. Dans ce secteur, cependant, le mudrock serait plutôt situé dans la partie supérieure de l’unité. 

Le mudrock est gris très foncé ou vert. Les lits mesurent généralement entre 1 et 5 cm d’épaisseur, mais certaines couches de grès laminé atteignent près d’un mètre. Le mudrock est principalement composé de matériau quartzofeldspathique finement recristallisé, de muscovite, de biotite et d’amphibole. La muscovite, sous la forme de petits feuillets, est orientée parallèlement au litage ou à la schistosité de plan axial. La biotite prend la forme de porphyroblastes. La chlorite remplace partiellement la biotite. L’épidote est disséminée en petits grains dans la fraction quartzofeldspathique. De petits grains de minéraux opaques sont disséminés dans ces roches. Des grains idiomorphes de tourmaline verte sont aussi localement présents. Le mudrock contient une fraction carbonatée qui varie de 1 à ∼50 % de la roche.

Groupe de Wakeham 6 (mPwk6) : Calcaire gréseux, grès calcareux et mudrock calcareux

Gobeil et al. (2003) mentionnent que les roches carbonatées du Groupe de Wakeham sont principalement concentrées dans un niveau de quelques dizaines de mètres d’épaisseur qui affleure entre le lac Cormier et la rivière Natashquan, dans la partie supérieure supposée du groupe (Sharma, 1973; Madore et al., 1997b). Ces roches consistent en du calcaire gréseux, du grès calcareux et du mudrock calcareux en lits épais.

Cooper (1957) décrit plusieurs bandes de quartzite calcareux en lits de <1 m d’épaisseur interstratifiées avec du quartzite gris. Ces unités ont été regroupées sur la carte géologique de la région de Baie-Johan-Beetz (feuillet 12L07) et assignées à l’unité mPwk6 lors d’une compilation régionale réalisée par les géologues du Ministère au début des années 2000. La surface d’altération du grès calcareux ressemble à celle du quartzite gris foncé, mais exhibe une multitude de cavités en raison de la dissolution du carbonate. La roche contient 30 à 60 % de quartz, 12 à 25 % de carbonate, 5 à 30 % de feldspath, 10 à 20 % de biotite, 5 à 8 % de muscovite et <4 % de magnétite. Les minéraux accessoires comprennent l’épidote, le sphène, l’apatite, le zircon et la tourmaline. La granulométrie est fine et les grains ont un diamètre moyen de 0,1 mm. Il est difficile de distinguer les contours des grains de quartz, sauf là où le quartz est en contact avec le carbonate ou le feldspath; les grains montrent alors une forme subarrondie. Le microcline secondaire représente le feldspath prédominant, mais l’orthose et l’albite secondaires sont aussi observées. La biotite est toujours plus abondante que la muscovite. Les interstices entre les grains de quartz sont couramment constitués d’agrégats d’infimes paillettes de mica blanc. La calcite apparaît en grumeaux ou en cristaux disséminés. Parmi les minéraux accessoires, l’épidote et l’apatite sont les plus abondants. Le sphène, la tourmaline et le zircon apparaissent couramment en inclusions dans la biotite, mais ils sont aussi présents dans les interstices entre des grains de quartz et de feldspath.

Des lentilles de calcaire cristallin grossier intercalées dans le quartzite gris affleurent du côté NW de la baie Quétachou (feuillet 12L07). Ces lentilles, de 15 à 20 cm d’épaisseur et jusqu’à 6 m de longueur, sont réparties le long de la stratification du quartzite. Selon Cooper (1957), il ne fait aucun doute que ces lentilles constituent les vestiges de couches originellement continues qui, à la suite de la déformation, ont été comprimées et étirées entre des lits épais et plus compétents de quartzite. Le calcaire est composé de 55 à 70 % de calcite, 20 à 35 % de diopside, 5 à 8 % de quartz et 3 à 5 % de feldspath. Le sphène et l’apatite représentent des phases accessoires.

Grenier (1957) mentionne aussi la présence de quartzite calcareux dans la région située à l’est et au sud du lac Leclerc (feuillet 12L10). Cette lithologie n’a toutefois pas été différenciée des unités de paraschistes (mPwk7) et de grès (mPwk1 et mPwk2) lors de la compilation régionale du Ministère mentionnée précédemment. Il s’agirait d’une roche gris foncé, à grain fin et à surface d’altération alvéolée. Elle contient des lentilles de carbonate dont le diamètre atteint 6 mm. De minces veinules de carbonate sont disposées parallèlement à la stratification et la matrice elle-même contient du carbonate. Les autres constituants de la roche sont le quartz, le feldspath et le mica. Au microscope, la matrice est granoblastique ou schisteuse et coupée par des lentilles et des veinules montrant également une microstructure granoblastique, mais à granulométrie plus grossière. La roche comprend en moyenne 45 % de quartz, 25 % de muscovite, 14 % de carbonate, 10 % d’orthose, 3 % de plagioclase, 3 % de minéraux opaques et des proportions accessoires de biotite et de microcline. Le quartz se présente en grains anguleux ou subanguleux d’un diamètre compris entre 0,04 et 0,6 mm. Cependant, le diamètre moyen des grains de quartz dans la matrice de la roche est de 0,08 mm, tandis qu’il est de 0,2 mm dans les lentilles et les veinules. Les gros grains de quartz montrent une extinction ondulante qui est absente dans les petits grains. La muscovite forme des paillettes de 0,04 à 0,1 mm qui tendent à suivre une même orientation. Elle est distribuée entre les grains de quartz sur lesquels elle se moule. Les grains de carbonate sont généralement irréguliers, mais quelques-uns montrent des formes idioblastiques. 

Dans les régions des lacs Davy et Gaudreault (feuillets 12L15 et 12L16), Sharma et Jacoby (1972) distinguent une unité de métagrès et de métagrès calcareux et une unité de quartzite (désormais associée à l’unité mPwk1). L’unité de métagrès et de métagrès calcareux est généralement finement litée et localement riche en calcite, épidote ou diopside. Ces roches sont interstratifiées avec le quartzite. Quelques bandes ou lentilles de calcaire cristallin ont aussi été observées. Le calcaire est à grain moyen, équigranulaire, granoblastique et rose à blanc.

Groupe de Wakeham 7 (mPwk7) : Paraschiste quartzifère

Le paraschiste quartzifère de l’unité mPwk7 a été décrit par plusieurs auteurs. Dans la partie ouest du feuillet 12L15, Claveau (1949) a décrit un micaschiste gris, tendre et friable dans lequel on voit clairement de grandes paillettes de biotite et de muscovite. Ce schiste contient 40 % de petits grains de quartz clairs et équigranulaires, 35 % de biotite et 25 % de muscovite. Les paillettes de biotite définissent la schistosité, alors que celles de la muscovite s’orientent à l’occasion de façon très erratique. Quelques cristaux grossiers d’épidote ont aussi été observés en lame mince. Dans les portions centre-nord des régions du Lac Michaud (feuillet 12L09) et de Pashashibou (feuillet 12L08), McPhee (1961) et Blais (1956) mentionnent l’existence d’une séquence mesurant ~1,5 km de largeur de schiste à quartz et séricite, de schiste à biotite, de schiste à biotite-grenat et de schiste à grenat-staurotide. Dans les deux secteurs cartographiés, cette bande de schiste se trouve au contact entre l’arénite quartzitique de l’unité mPwk1 et un gabbro de la Suite mafique de la Robe-Noire (mPrbn1).

Dans le secteur ouest du feuillet 12L10, Grenier (1957) a cartographié de grandes séquences métasédimentaires comprenant du schiste quartzifère micacé, du quartzite à hématite-rutile, du gneiss à biotite et de la cornéenne à cordiérite. Ces roches sont aussi en contact avec un gabbro de la Suite mafique de la Robe-Noire (mPrbn1). Le schiste quartzifère micacé est à grain très fin, gris foncé en surface altérée et gris verdâtre en cassure fraiche. Deux schistosités sont observées. La première est parallèle à la stratification de la roche, tandis que la seconde fait un angle de ~15° avec la première. Des stratifications entrecroisées sont localement observées. Le schiste contient 55 à 75 % de quartz, 20 à 40 % de micas répartis inégalement entre la biotite, la muscovite et la séricite, et des proportions moindres de microcline et d’orthose. En lame mince, le quartz forme des grains polygonaux de 0,1 mm entre lesquels sont distribués uniformément les micas. Dans certaines lames minces, les micas forment des bandes de 0,4 à 3 mm de largeur séparées par des bandes riches en quartz. En plusieurs endroits, des couches noires millimétriques renferment une forte proportion d’hématite et de magnétite. Les paillettes de mica sont généralement orientées parallèlement à la stratification. Dans certaines lames, les feuillets de mica montrent des ondulations qui définissent des plissements non visibles à l’œil nu. Les minéraux accessoires sont l’épidote, la tourmaline, l’apatite, le sphène, l’hématite et la magnétite, mais ces minéraux ne sont pas tous présents partout. Localement, la muscovite est partiellement transformée en biotite : le centre de quelques cristaux est composé de muscovite incolore, tandis que les bords et les zones à proximité des clivages sont composés de biotite pléochroïque. 

Le quartzite à hématite-rutile est formé d’une interstratification régulière de bandes noires et blanches de ~1 mm d’épaisseur. À certains endroits, l’alternance de ces bandes est moins régulière et des bandes blanches de 3 mm ou plus d’épaisseur sont séparées par des bandes noires <1 mm. Les bandes blanches sont composées d’agrégats granoblastiques de quartz et les bandes noires de grains d’hématite aux contours irréguliers auxquels sont associés du rutile ou du sphène. Le quartzite à hématite contient 60 à 70 % de quartz, >13 % d’hématite, <13 % de rutile, <8 % de sphène et ~5 % de feldspath. Les minéraux accessoires sont la biotite, la muscovite, l’apatite, le zircon et la magnétite. L’hématite enrobe généalement les grains de rutile ou de sphène. D’après Grenier (1957), l’association de l’hématite et du quartz et la finesse des grains pourraient indiquer que le protolite du quartzite à hématite-rutile était un chert ferrugineux. 

La cornéenne n’a été observée qu’à un seul endroit, à l’ouest du lac Napoléon (feuillet 12L10). La roche est gris foncé, à grain fin et renferme <20 % de porphyroblastes de cordiérite de 0,5 à 5 mm de diamètre. Ceux-ci sont ovoïdes et en relief. En lame mince, ces porphyroblastes sont enchâssés dans une matrice composée surtout de quartz et de micas en grains de 0,06 mm. Le quartz (~40 %) et la biotite (35 %) sont les principaux minéraux. Le feldspath (<5 %) et la muscovite (avec 3 % de feldspath non identifié) sont aussi présents en proportions moindres. Les minéraux accessoires comprennent la tourmaline, l’apatite, le rutile, le grenat et les minéraux opaques. La cordiérite est pœciloblastique avec des inclusions de quartz, de mica et de rutile et est entourée d’une couche riche en mica.

Dans la partie est du feuillet 12L06, Depatie (1967) décrit quelques bandes hectométriques de schiste grisâtre à grain fin, plus ou moins friable selon le pourcentage de biotite. À ces schistes sont associés des bandes très minces de paragneiss à quartz-biotite finement grenus ressemblant à des lamines. Le paraschiste et le paragneiss à quartz-biotite contiennent localement des petits cristaux idiomorphes de grenat. Enfin, Sharma et Jacoby (1972) et Martignole et al. (1992) décrivent une bande de schistes de 3 à 4 km de largeur qui traverse le secteur à la limite entre les régions des lacs Jérémie et Gaudreault (feuillets 12L15 et 12L16) ainsi que le sud de la région du lac Ruffin (feuillet 12M02). Le schiste est gris verdâtre et alterne avec de l’arénite (mPwk1). Le tout fait place localement à une variété lithologique qui ressemble à l’arénite subfeldspathique lithique de l’unité mPwk1c, laquelle est caractérisée par l’alternance de lits chloriteux et de lits quartzitiques à l’échelle centimétrique.

Épaisseur et distribution

L’épaisseur du Groupe de Wakeham ne peut être que grossièrement estimée. Grenier (1957) indique des valeurs de près de 8000 m, tandis que Martignole et al. (1992) proposent une puissance de plusieurs milliers de mètres. Toutefois, la séquence apparemment homoclinale est affectée par endroits par des plis isoclinaux et est fort probablement coupée par des failles de chevauchement qui pourraient augmenter l’épaisseur réelle de l’unité. Faute de coupe stratigraphique complète et de cartes géologiques plus détaillées, Gobeil et al. (2003) ont estimé l’épaisseur de la séquence à >2 km dans les régions où la séquence semble plus continue, comme sur les flancs de la synforme de Davy. Dans l’ensemble, les structures sédimentaires abondantes du Groupe de Wakeham laissent supposer une polarité stratigraphique normale, bien que des complications structurales sont responsables de polarités inverses à l’échelle locale. La partie centrale des grandes synformes semble donc représenter la partie la plus jeune du Groupe de Wakeham, alors que les portions marginales de ces plis, plus anciennes, appartiendraient à la partie inférieure du groupe.

Les unités mPwk1 et mPwk2 représentent les unités principales du Groupe de Waheham, mais elles n’ont pas toujours été départagées dans les régions cartographiées. Les sous-unité mPwk1a, mPwk1b et mPwk1c n’ont été distinguées que dans les régions des lacs Arthur et Ruffin (feuillets 12M01 et 12M02). Ces sous-unités forment respectivement : 1) une dizaine de bandes hectométriques au sein des deux feuillets; 2) une séquence de près d’une dizaine de kilomètres dans le coin SE du feuillet 12M01; et 3) deux séquences de 2 à 3 km de largeur dans le secteur est du feuillet 12M02. 

L’unité de conglomérat (mPwk3) forme une quinzaine de bandes hectométriques principalement localisées dans la région du lac Briend (feuillet 12N05) et, localement, dans les régions des lacs Cormier, Arthur et Ruffin (feuillets 12N04, 12M01 et 12M02).

L’unité mPwk4 forme une séquence 2 à 3 km dans le coin SE du feuillet 12M01, une bande de ~700 m sur 11 km dans le centre nord du feuillet 12M01, une bande de 500 m sur 12 km à l’extrémité est du feuillet 12M02 et une dizaine de bandes hectométriques intercalées dans l’unité mPwk1 dans le feuillet 12N05. L’unité mPwk5 est représentée par deux bandes de ~500 m de largeur sur 5 km de longueur le long d’une même zone de cisaillement dans la région du lac Cormier (feuillet 12N04). L’unité mPwk6 comprend plusieurs bandes hectométriques à kilométriques intercalées dans le gabbro de la Suite mafique de la Robe-Noire, dans le feuillet 12L07.

Enfin, l’unité mPwk7 comprend une séquence de 4 km dans le centre-sud du feuillet 12M02, de grandes séquences kilométriques intercalés dans le gabbro de la Suite mafique de la Robe-Noire dans le secteur ouest du feuillet 12L10, une bande de ~1,5 km dans les portions centre-nord des feuillets 12L09 et 12L08, une séquence de 1 à 2,5 km de largeur dans la partie ouest du feuillet 12L15, trois bandes de 100 à 500 m de largeur dans la partie est du feuillet 12L06 et une bande de 3 à 4 km de largeur qui traverse le secteur à la limite entre les feuillets 12L15 et 12L16 ainsi que le sud du feuillet 12M02.

Datation

Une roche magmatique felsique originellement interprétée comme une rhyolite et située géographiquement au centre du Groupe de Wakeham a été datée à 1271 +13/-3 Ma par Loveridge (1986). Cette roche a été ensuite interprétée comme un porphyre par Madore et al. (1997b) et Gobeil et al. (2003). Clark et Machado (1995) rapportent des âges de 1246 ±5 Ma et 1253 ±6 Ma pour des porphyres felsiques qui coupent la partie sud du Groupe de Wakeham. Un âge U-Pb, obtenu sur un porphyre, de la Suite felsique de Kataht, intrusif dans le Groupe de Wakeham, repousse à 1503 +6/-4 Ma l’âge minimal du groupe (Madore et al., 1997a; Wodicka et al., 2003).

Une soixantaine de zircons détritiques provenant d’un grès de la partie est du Groupe de Wakeham ont été analysés par LA-ICP-QMS (Université de Montréal). La majeure partie des âges radiométriques ²⁰⁷Pb/²⁰⁶ Pb obtenus se situe entre 2800 Ma et 1630 Ma (Madore et al., 1997b; Larbi et al., 2003; Wodicka et al., 2003). Un seul grain a livré un âge inférieur à 1630 Ma (1380 ±80 Ma). La distribution des âges met en évidence deux modes : un premier vers 1850 Ma, correspondant au plus grand nombre de grains analysés, et un second vers 2600 Ma, moins abondant. Ces données géochronologiques indiquent que l’âge du Groupe de Wakeham se situe entre 1630 Ma, l’âge des zircons détritiques les plus jeunes, et 1503 +6/-4 Ma, l’âge de l’intrusion de granite porphyrique qui le coupe (Wodicka et al., 2003).

Les données isotopiques Sm-Nd indiquent que la source contient des éléments paléoprotérozoïques et archéens, ce qui indique que les matériaux du Groupe de Wakeham proviennent de l’érosion d’une source archéenne (Province du Supérieur?) et protérozoïque (Orogène labradorien?). Martignole et al. (1992), se fondant sur des critères pétrographiques, ont aussi émis l’hypothèse d’une provenance labradorienne pour une partie des grès du Groupe de Wakeham. Ces résultats indiquent que la sédimentation d’au moins une partie du Groupe de Wakeham se situe approximativement dans cette fourchette d’âges. Cependant, malgré l’absence de zircons d’âge pinwarien dans le Groupe de Wakeham, la présence de fragments de granite porphyrique semblable à celui de la Suite felsique de Kataht (1510 à 1495 Ma) dans les conglomérats portent à croire que la sédimentation du Groupe de Wakeham pourrait être aussi jeune que le début de la mise en place de l’arc magmatique pinwarien (1520 à 1450 Ma). 

Relations stratigraphiques

Le Groupe de Wakeham est entouré de complexes métamorphiques constitués essentiellement d’orthogneiss et d’enclaves, généralement kilométriques, de roches supracrustales semblables à celles de cette unité. Ce sont : le Complexe de Buit (Verpaelst et al., 1999), à l’ouest, le Complexe de Boulain (Madore et al., 1999), à l’est, et le Complexe d’Aguanish (Gobeil et al., 2003), au sud et au SE. Les limites entre le Groupe de Wakeham et ces complexes métamorphiques sont généralement de nature structurale. Toutefois, comme le soulignent Blais (1956), Cooper (1957), Depatie (1967) et Madore et al. (1997b), on note à plusieurs endroits une transition graduelle entre les roches sédimentaires, d’une part, et les paragneiss et les orthogneiss des complexes métamorphiques, d’autre part, par une augmentation du métamorphisme et de la migmatitisation. De plus, les données de géochronologie montrent que les complexes gneissiques qui bordent le Groupe de Wakeham sont plus jeunes ou du même âge que celui-ci et ne peuvent donc représenter le socle labradorien sur lequel les sédiments se seraient accumulés (Gobeil et al., 2003). La limite entre les complexes métamorphiques et le Groupe de Wakeham a été fixée là où la proportion de roches métasédimentaires devient plus importante que celle des gneiss et des granitoïdes. Pour cette raison, Gobeil et al. (2003) n’utilisent pas le terme « Terrane de Wakeham » (Martignole et al., 1994) qui implique un contact tectonique entre le Groupe de Wakeham et les unités adjacentes. Selon ces auteurs, cette séquence a été déformée et métamorphisée lors d’un évènement magmatique et tectonique qui a peu affecté la partie centrale du groupe du fait de sa position structurale beaucoup plus élevée que celle des terrains adjacents. 

Les roches du Groupe de Wakeham sont coupées par des roches intrusives porphyroïdes de la Suite felsique de Kataht et par les granitoïdes des suites felsiques d’Olomane et de La Galissonnière (Madore et al., 1997a). Elles sont aussi injectées de nombreux dykes et filons-couches mafiques plus ou moins amphibolitisés qui sont assignés aux suites mafiques de Robe-Noire (Verpaelst et al., 1999) et de Lilian (Madore et al., 1997a).

Paléontologie

Ne s’applique pas.

Références

Publications accessibles dans SIGÉOM Examine

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