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| Auteur(s) : | Percival et Card, 1992, 1994 |
| Âge : | Néoarchéen |
| Stratotype : | Aucun |
| Région type : | Région du lac La Potherie (feuillet SNRC 34I) |
| Province géologique : | Province du Supérieur |
| Subdivision géologique : | Sous-province de Minto |
| Lithologie : | Roches volcano-sédimentaires |
| Catégorie : | Lithodémique |
| Rang : | Lithodème |
| Statut : | Formel |
| Usage : | Actif |
- Complexe de Duvert
- Ceinture de Vizien
Historique
La séquence volcano-sédimentaire de la Ceinture de Vizien a été mise au jour par Percival et al. (1991) lors des travaux de reconnaissance entrepris le long de la rivière aux Feuilles par la Commission géologique du Canada. Elle a par la suite été nommée « ceinture de roches vertes de Vizien » par Percival et Card (1992) en référence à la rivière Vizien, en plus de faire l’objet d’une cartographie à l’échelle 1/50 000 dans le secteur des lacs Lintelle et Serindac (feuillets 34I02 et 34I03; Percival et Card, 1994). Leclair et al. (2000, 2002) ont regroupé les roches de la Ceinture de Vizien et quelques bandes d’épaisseur limitée de roches volcano-sédimentaires localisées au nord dans le Complexe de Vizien. Par la suite, Simard et al. (2008) ont assigné les roches du Complexe de Vizien au Complexe de Duvert pour regrouper dans une même unité l’ensemble des roches supracrustales de ce secteur qui possèdent des âges et des caractéristiques lithologiques comparables. Conséquemment, le terme « Complexe de Vizien » est abandonné et celui de « Ceinture de Vizien » est conservé en tant que lithodème formel faisant partie du Complexe de Duvert.
Description
La Ceinture de Vizien est constituée d’une grande variété de roches volcaniques et plutoniques de composition ultramafique à felsique, ainsi que de plusieurs unités de roches sédimentaires (Leclair et al., 2001, 2002; Percival et al., 1991; Percival et Card, 1992, 1994; Simard et al., 2008; Simard, 2008, MRNF, 2010). Ces roches se trouvent au centre d’une vaste anomalie aéromagnétique négative (Leclair et al., 2001, 2002). Les structures primaires sont généralement bien préservées malgré que les roches aient été métamorphisées au faciès moyen des amphibolites. Tous ces ensembles lithologiques se trouvent à l’intérieur d’une ceinture volcano-sédimentaire plissée comprenant quatre différents panneaux structuraux qui sont limités par des failles (Percival et Card, 1994). La Ceinture de Vizien est considérée comme favorable pour les minéralisations polymétalliques de type volcanogène (Leclair, 2002).
La Ceinture de Vizien est subdivisée en quatre unités informelles (Leclair et al., 2001, 2002; MRNF, 2010) comprenant des roches métavolcaniques mafiques (nAviz1), métavolcaniques felsiques à intermédiaires (nAviz2), ultramafiques (nAviz3) et métasédimentaires (nAviz4). La description de ces unités est basée sur les résultats des travaux de Percival et Card (1991, 1992).
Ceinture de Vizien 1 (nAviz1) : roche métavolcanique mafique
La Ceinture de Vizien est majoritairement formée de l’unité nAviz1 de composition basaltique. La roche est homogène, vert foncé et présente une granulométrie fine à aphanitique. La présence de coulées, de laves coussinées, de laves à amygdules remplies de quartz-carbonate et de rares brèches hyaloclastiques est notée localement à l’intérieur des roches basaltiques. Ces dernières sont communément associées à du gabbro et à des roches ultramafiques. Des roches volcaniques felsiques et mafiques sont interstratifiés à des échelles variant de 30 cm à 50 m. Ces roches sont fortement foliées à schisteuses. Des niveaux de formation de fer, en masses lenticulaires et en couches discontinues de plusieurs mètres d’épaisseur, sont localement intercalés dans les roches volcaniques mafiques altérées (zones d’altération en tourmaline, en cummingtonite et en anthophyllite-cordiérite). La roche se compose de grenat, de grunérite, de magnétite, de quartz, de pyrite et de pyrrhotite, et présente une couleur rouille en surface altérée.
Ceinture de Vizien 2 (nAviz2) : roche métavolcanique felsique à intermédiaire
Les roches volcaniques felsiques incluent des niveaux de dacite et de rhyolite à phénocristaux de quartz et de plagioclase. La dacite contient 5 à 10 % de phénocristaux de plagioclase (1-5 mm de longueur) dans une matrice à grain fin ou aphanitique. À plusieurs endroits, des amas (≤1 cm de diamètre) composés de quartz, de plagioclase et de biotite baignent dans la mésostase de même composition. Ces amas peuvent représenter une structure primaire semblable à celle d’un tuf dont les fragments ont été aplatis lors de la déformation. La rhyolite est homogène et contient jusqu’à 10 % de phénocristaux de quartz et de plagioclase. Elle se distingue par une granulométrie aphanitique et une couleur rose en surface altérée. Un conglomérat polygénique (ou une brèche volcanique), contenant des clastes de 30 cm de diamètre, forme un petit niveau à l’intérieur de l’unité de rhyolite. Localement, les roches felsiques sont intercalées avec les roches volcaniques mafiques et intermédiaires et renferment de fins interlits de siltstone.
Des roches volcaniques intermédiaires sont observées localement localement sur toute l’étendue de la Ceinture de Vizien, mais ne peuvent être représentées à l’échelle 1/250 000. Elles consistent en andésite homogène typiquement porphyroïde. Ces roches sont couramment en association avec des niveaux de roches volcaniques mafiques et felsiques. L’andésite contient 10 à 20 % de phénocristaux de plagioclase (5 -20 mm de diamètre) qui sont répartis dans une matrice de quartz et de plagioclase finement grenus. Les phénocristaux montrent une faible orientation préférentielle parallèlement à la foliation dans la mésostase. Plus haut dans la séquence volcanique, l’andésite passe progressivement à la roche volcanique felsique.
Ceinture de Vizien 3 (nAviz3) : roche ultramafique
Les roches ultramafiques constituent une proportion significative de la Ceinture de Vizien, dont les niveaux atteignent >20 km de longueur et près d’un kilomètre de largeur. Elles se composent principalement de péridotite et de serpentinite. En moindres proportions, on trouve aussi de la pyroxénite, de la hornblendite et du schiste ultramafique. Ces roches se présentent sous forme de corps concordants s’apparentant à des filons-couches ainsi que d’amas dans les unités mafiques et les tonalites encaissantes. Certains niveaux de roche ultramafique sont interprétés comme étant des nappes allochtones (Skulski et Percival, 1996). Le schiste ultramafique est composé de talc, de chlorite, d’actinote et de serpentine. Il contient localement des lentilles gabbroïques. La présence de structures hyaloclastiques et variolitiques dans certains niveaux de schiste pourrait indiquer une origine extrusive (komatiite), tandis que les structures grossières indiquent probablement une origine intrusive. Aucune structure de spinifex n’a pas été observée. Des assemblages minéralogiques primaires de pyroxène-olivine sont conservés à certains endroits dans la péridotite et la pyroxénite. La péridotite contient des veines de serpentine, dont l’une d’elles montre une occurrence de chrysotile. Des niveaux de roche ultramafique altérée sont interstratifiés avec de la roche mafique à une échelle 2 m à 20 m. Les altérations se manifestent par une abondance d’anthophyllite, de biotite, de cordiérite, de chlorite magnésienne et de cummingtonite.
Ceinture de Vizien 4 (nAviz4) : roche métasédimentaire
Plusieurs niveaux d’origine sédimentaire, de puissance métrique à kilométrique, existent localement au sein de la Ceinture de Vizien. Les roches métasédimentaires à grain fin sont composées d’arkose, de pélite, de siltstone et de wacke. À un endroit, un mince niveau de schiste pélitique à muscovite-quartz-grenat passe à un siltstone quartzeux finement stratifié et, localement, à un conglomérat. Ailleurs, un niveau de conglomérat de quelques centaines de mètres d’épaisseur contient des galets et des blocs de tonalite, de gabbro, de granite et de rares roches volcaniques et ultramafiques dans une matrice de wacke à biotite. La séquence sédimentaire reposant sur le socle tonalitique (Suite de Favard) consiste notamment en un conglomérat basal, à la fois interstratifié avec du wacke à biotite et sous-jacent à ce dernier, qui à son tour est recouvert par des roches mafiques volcaniques et intrusives (nAviz1), puis par des roches ultramafiques (nAviz3). Par endroits, le wacke contient les assemblages métamorphiques suivants : grenat-biotite, staurotide-biotite et cordiérite-anthophyllite-biotite.
Épaisseur et distribution
La Ceinture de Vizien correspond à une bande de roches volcano-sédimentaires entourées de roches tonalitiques et granitiques. Cette bande, située dans la partie nord du Domaine de Goudalie (feuillets 34I02 et 34I03) mesure 40 km de longueur et 10 km de largeur au maximum, pour ultimement s’amincir vers le NW (Percival et Card, 1992).
Datation
Plusieurs datations ont été effectuées dans les roches de la Ceinture de Vizien par la Commission géologique du Canada (Percival et al., 1993; Percival et Card, 1994; Skulski et al., 1994; Skulski et Percival, 1996; T. Skulski, inédit). Des datations sur zircons d’une roche métavolcanique mafique, de niveaux de roche volcanique felsique et d’un niveau de péridotite correspondant aux unités nAdvt1 et nAdvt2 ont livré des âges de mise en place similaires, soit entre 2711 Ma et 2724 Ma. Un âge détritique de 2718 Ma a par ailleurs été obtenu dans un galet de granite à l’intérieur d’un conglomérat, ce qui représente l’âge maximal pour le dépôt du conglomérat. Des filons-couches de gabbro et d’amphibolite dans l’unité nAdvt1 ont donné des âges plus vieux à 2744 Ma, 2786 Ma et 2797 Ma, considérés comme appartenant à un événement plus ancien (Simard et al., 2008), alors qu’un filon-couche d’amphibolite dans l’unité nAdvt4 a livré un âge plus jeune à 2700 Ma. Enfin, un dyke de pegmatite coupant l’unité nAdvt1 a livré un âge Pb-Pb sur monazite de 2693 ±1 Ma (SNB-93-015; Skulski et Percival, 1996).
| Unité | Lithologie (métamorphisée) | Échantillon | Système isotopique | Minéral | Âge de cristallisation (Ma) | (+) | (-) | Âge d’héritage (Ma) | (+) | (-) | Âge métamorphique (Ma) | (+) | (-) | Référence(s) |
| nAviz1 | Andésite basaltique | PBA-92-2008C | U-Pb | Zircon | 2718 | 5 | 5 | Tom Skulski, inédit | ||||||
| nAviz1 | Péridotite | SNB-93-013 | U-Pb | Zircon | 2724 | 1 | 1 | Tom Skulski, inédit | ||||||
| nAviz1 | Rhyolite | Goudalie 91-3C | U-Pb | Zircon | 2724 | 1 | 1 | Percival et al., 1993; Percival et Card, 1994 | ||||||
| nAviz2 | Rhyolite | Goudalie Serindac | U-Pb | Zircon | 2722 | 15 | 12 | 2793 | 8 | 8 | Percival et Card, 1994; Skulski et Percival, 1996 | |||
| nAviz2 | Rhyolite | SNB-93-012 | U-Pb | Zircon | 2722 | 15 | 22 | Tom Skulski, inédit | ||||||
| nAviz1 | Conglomérat (galet de granite) | Goudalie conglomera | tU-Pb | Zircon | <2718 (détritique) | 1 | 1 |
Percival et al., 1993; Percival et Card, 1994 |
||||||
| nAviz4 | Filon-couche de gabbro | PBA-94-275 | U-Pb | Zircon | 2700 | 1,7 | 1,7 | Tom Skulski, inédit | ||||||
| nAviz1 | Basalte | SNB-93-009 | U-Pb | Zircon | 2744 (préliminaire) | 10 | 10 | Tom Skulski, inédit | ||||||
| nAviz1 | Filon-couche de gabbro | SNB-93-010 | U-Pb | Zircon | 2744 | 10 | 10 | Tom Skulski, inédit | ||||||
| nAviz1 | Péridotite (filon-couche lité) | SNB-93-003 | U-Pb | Zircon | 2786 | 1 | 1 | Tom Skulski, inédit | ||||||
| nAviz3 | Filon-couche de gabbro anorthositique | Goudalie anorth.gab | Pb-Pb | Zircon | 2786 | 1 | 1 | Percival et Card, 1994; Skulski et Percival, 1996 | ||||||
| 2797 | 2 | 2 | ||||||||||||
| nAviz4 | Conglomérat | PBA-94-274 | Pb-Pb | Monazite | 2637 | 2 | 2 | Percival et Skulski, 2000 |
Relations stratigraphiques
Les âges obtenus dans la Ceinture de Vizien (~2720 Ma) sont comparables à ceux du Complexe de Chavigny (2722 Ma) situé à l’ouest (Simard, 2008). Un âge plus ancien (2786 Ma) a également été obtenu dans des filons-couches altérés de la Ceinture de Vizien. Cet âge est équivalent à ceux obtenus dans les complexes de Dupire (2787 Ma) et de Garault (2786 Ma) localisés respectivement au SW et au SE du Complexe de Duvert.
Paléontologie
Ne s’applique pas.
Références
Publications accessibles dans SIGÉOM Examine
LECLAIR, A. 2002. PROJET DE CARTOGRAPHIE DU GRAND-NORD – RAPPORT D’ATELIER. MRN. MB 2002-01, 72 pages.
LECLAIR, A., PARENT, M., DAVID, J., SHARMA, K N M., DION, D J. 2001. GEOLOGIE DE LA REGION DU LAC LA POTHERIE (34I). MRN. RG 2000-12, 50 pages et 1 plan.
LECLAIR, A., PARENT, M., DAVID, J., SHARMA, K N M., DION, D J. 2002. GEOLOGY OF THE LAC LA POTHERIE AREA. MRN. RG 2001-04, 43 pages et 1 plan.
MRNF. 2010. CARTE(S) GÉOLOGIQUE(S) DU SIGEOM – feuillet 34I. CG SIGEOM34I, 1 plan.
SIMARD, M. 2008. LEXIQUE STRATIGRAPHIQUE DES UNITES ARCHEENNES DU NORD-EST DE LA PROVINCE DU SUPERIEUR. MRNF. DV 2008-03, 107 pages.
SIMARD, M., LABBE, J Y., MAURICE, C., LACOSTE, P., LECLAIR, A., BOILY, M. 2008. SYNTHESE DU NORD-EST DE LA PROVINCE DU SUPERIEUR. MRNF. MM 2008-02, 198 pages et 8 plans.
Autres publications
PERCIVAL, J.A., CARD, K.D., 1992. Vizien greenstone belt and adjacent high-grade domains of the Minto block, Ungava Peninsula, Quebec. In: Recherches en cours, Partie C, Bouclier Canadien; Commission géologique du Canada, Études no. 92-1C, pages 69-80. doi.org/10.4095/132850
PERCIVAL, J.A., CARD, K.D., 1994. Geology, Lac Minto-Rivière aux Feuilles, Québec/Géologie, Lac Minto-Rivière aux Feuilles, Québec. Commission géologique du Canada, Carte série « A » 1854A, 1 feuille. doi.org/10.4095/194490
PERCIVAL, J.A., CARD, K.D., MORTENSEN, J.K., 1993. Archean unconformity in the Vizien greenstone, Ungava Peninsula, Quebec. In: Recherches en cours, Partie C, Bouclier Canadien; Commission géologique du Canada, Études no. 93-1C, pages 319-328. doi.org/10.4095/134259
PERCIVAL, J.A., CARD, K.D., STERN, R.A., BÉGIN, N.J., 1991. A geologic transect of the Leaf River area, northeastern Superior Province, Ungava Peninsula, Québec. In Recherches en cours, Partie C, Bouclier Canadien; Commission géologique du Canada, Études 91-1C, pages 55-63. doi.org/10.4095/132560
PERCIVAL, J.A., MORTENSEN, J.K., STERN, R.A., CARD, K.D., BEGIN, N.J., 1992. Giant granulite terranes of northeastern Superior Province; the Ashuanipi Complex and Minto Block. Canadian Journal of Earth Sciences; Volume 29, pages 2287-2308. doi.org/10.1139/e92-179
PERCIVAL, J.A., SKULSKI, T., 2000. Tectonothermal evolution of the northern Minto Block, Superior Province, Québec, Canada. The Canadian Mineralogist; volume 38, pages 345-378. dx.doi.org/10.2113/gscanmin.38.2.345
SKULSKI, T., PERCIVAL, J.A., 1996. Allochtonous 2.78 Ga oceanic plateau slivers in a 2.72 Ga continental arc sequence: Vizien greenstone belt, northeastern Superior Province, Canada. Lithos; Volume 37, pages 163-179. doi.org/10.1016/0024-4937(95)00035-6
SKULSKI, T., PERCIVAL, J.A., STERN, R.A., 1994. Oceanic allochtone in an archean continental margin sequence, Vizien greenstone, northern Quebec. In Bouclier Canadine; Commission géologique du Canada, Recherches en cours no. 1994-C, pages 311-320. doi.org/10.4095/193839
Citation suggérée
Ministère de l’Énergie et des Ressources naturelles (MERN). Ceinture de Vizien. Lexique stratigraphique du Québec. https://gq.mines.gouv.qc.ca/lexique-stratigraphique/province-du-superieur/ceinture-de-vizien [cité le jour mois année].
Collaborateurs
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Première publication |
Céline Dupuis, géo., Ph. D. celine.dupuis@mern.gouv.qc.ca (rédaction) Mehdi A. Guemache, géo., Ph. D. (coordination); anonyme (lecture critique); Simon Auclair, géo., M. Sc. (révision linguistique); Nathalie Bouchard (montage HTML). |