Historique

Le Complexe de Gayot a été introduit dans la région du lac Gayot (feuillet 23M; Gosselin et Simard, 2000, 2001) afin de grouper plusieurs ceintures de roches volcano-sédimentaires (cein­tures de Vénus, de Coulon, de Pitaval, de Charras, de Marilyn, de Ladille, de Vimeux et de Moyer). Il a par la suite été prolongé au nord, dans la région de Maricourt (feuillet 24D; Simard et al., 2001, 2002), et au sud dans la région du lac Hurault (feuillet 23L; Thériault et Chevé, 2001). Dans la région de Maricourt, Simard et al. (2008) ont remplacé le nom de la ceinture d’Angilbert Nord du Complexe de Garault (2786 Ma) par celui de la ceinture de Vallerenne, et le nom de la ceinture d’Angilbert Sud du Complexe de Gayot (2880 à 2873 Ma), par celui de la ceinture d’Angilbert (Simard, 2008). Ces deux unités informelles d’âges différents sont séparées par une faille majeure qui pourrait marquer la limite entre les sous-provinces de La Grande et de Minto (Simard, 2008). Enfin, trois ceintures de roches volcano-sédimen­taires (prolongement de la ceinture d’Angilbert et ceintures de Cania et de Piscau) et plusieurs lambeaux d’amphibolites ont aussi été assignés au Complexe de Gayot dans la région de la rivière Sérigny (feuillet 23N et 24C; Simard et al., 2009), à l’est des régions de Maricourt et du lac Gayot.

Description

Le Complexe de Gayot est composé de plusieurs ceintures de roches volcano-sédi­mentaires de dimensions variables encaissées dans des granitoïdes (Simard et al., 2008; Simard, 2008). Ces ceintures sont constituées de roches effusives ultramafiques à felsiques, de roches intrusives mafiques à ultra­mafiques, de quelques niveaux de roches métasédimentaires (paragneiss) et de formations de fer. Les roches du complexe sont généralement métamorphisées au faciès des amphibolites. Des structures primaires ont été préservées localement.

Le Complexe de Gayot a été subdivisé en deux unités informelles : l’unité mAgat1 désigne les ceintures caractérisées par plusieurs lithologies et généralement dominées par du basalte plus ou moins amphibolitisé, telles les ceintures de Pitaval, de Coulon, de Vimeux, de Vénus, de Marilyn, et de Moyer, alors que l’unité Agat2 se caractérise par la prédominance de roches intrusives et possiblement effusives de composition mafique à ultramafique, dont des exemples sont les ceintures de Ladille et de Charras (Gosselin et Simard, 2000, 2001; Simard et al., 2001, 2002; Thériault et Chevé, 2001; MRNF, 2009, 2010a-d).

Le basalte est vert grisâtre foncé en cassure fraiche et vert brunâtre en surface altérée. L’amphibolite est rubanée et généralement bien foliée (Simard et al., 2009; Simard et al., 2015). La roche est à granulométrie fine, composée principalement de hornblende verte et de plagioclase, avec localement du clinopyroxène altéré ou de la biotite (Simard et al., 2001, 2002; Simard et al.,  2009). En lame mince, le métabasalte possède habituellement une structure granoblastique (Thériault et Chevé, 2001; Simard et al., 2015). Il est fortement amphibolitisé, contenant habituellement 50 à 65 % de cristaux hypidiomorphes de hornblende ayant une texture variant de granoblastique à poeciloblastique. Lorsque moins amphibolitisée, la roche renferme de grands cristaux poeciloblastiques de clinopyroxène qui contiennent de nombreuses inclusions de plagioclase et de hornblende. La minéralogie est complétée par du plagioclase modérément à fortement séricitisé ou saussuritisé, avec des proportions moindres de quartz, d’épidote, de grenat, de biotite et d’apatite. Le basalte est localement rouillé dû à la présence de 1 à 3 % de pyrite et/ou pyrrhotite finement disséminées. La zone minéralisée aurifère Piscau-Nord est par ailleurs localisée dans un niveau rouillé et sulfuré de l’unité mAgat1 (Simard et al., 2009; Simard et al., 2015).

Les niveaux de roches pyroclastiques sont quant à eux à grain fin à très fin, fortement granoblastiques et contiennent des fragments millimétriques subarrondis, probablement d’origine volcanoclastique (Thériault et Chevé, 2001; Simard et al., 2009). Ils ont une composition dacitique à rhyolitique et leur origine est incertaine. Ces roches sont constituées de 60 à 70 % de plagioclase fortement séricitisé ou saussuritisé, de 15 à 20 % de quartz et de 10 à 15 % de hornblende, avec de plus faibles proportions de biotite chloritisée, d’épidote et d’apatite. Le quartz est étiré et très finement recristallisé formant une structure en mortier. Des veinules de calcite-épidote sont présentes dans plusieurs échantillons.

Les formations de fer observées dans le Complexe de Gayot forment des niveaux métriques à décamétriques intercalés dans la séquence de basalte ou sont plus rarement associés aux roches felsiques (Gosselin et Simard, 2000, 2001). Certaines ont été suivies sur plusieurs kilomètres. Il s’agit de formations de fer à oxydes et, localement, à sulfures (≤10 % pyrite, pyrrhotite), formées d’une alternance de rubans centimétriques à décimétriques de magnétite et de chert. Un niveau de formation de fer contenantt jusqu’à 5,6 g/t Au a été suivi sur plus de 10 km par Mines d’Or Virginia inc. (Michel Chapdelaine, communication personnelle). Quelques niveaux de formation de fer à silicates ont également été observés dans la région de la rivière Sérigny (Simard et al., 2009). Ces dernières sont constituées de quartz-amphibole ± magnétite ± clinopyroxène ± grenat.

Complexe de Gayot 2 (mAgat2) : Métagabbro, diorite amphibolitique, pyroxénite et péridotite

Le gabbro, la diorite amphibolitisée et les roches ultramafiques forment généralement des filons-couches, de quelques mètres à quelques dizaines de mètres d’épaisseur, injectés dans la séquence volcano-sédimentaire de l’unité mAgat1 ou dans les gneiss tonalitiques de la Suite de Brésolles (Gosselin et Simard, 2000, 2001; Simard et al., 2001, 2002; Thériault et Chevé, 2001). Le gabbro peut également alterner avec les intrusions ultramafiques; il pourrait dans ce cas représenter la partie sommitale de filons-couches ultramafiques différenciés. La proportion de chacune des lithologies varie d’une région à l’autre. Un filon-couche situé à moins de 1 km de la limite entre les sous-provinces de La Grande et d’Ashuanipi a subi une déformation ductile assez intense, soulignée par le développement d’une tectonite en L, et il se caractérise par la présence d’orthopyroxène d’origine métamorphique, possiblement liée à la formation des diatexites de la Suite d’Opiscotéo.

Le gabbro a une texture massive, moyennement grenue et gris verdâtre avec une patine d’altération vert brunâtre (Gosselin et Simard, 2000, 2001; Simard et al., 2001, 2002). En lame mince, le (méta)gabbro a une granulométrie qui varie de fine à moyenne et il est généralement constitué de 50 à 60 % de plagioclase, 20 à 30 % de hornblende métamorphique entourant par endroits le clinopyroxène (10 à 15 %), avec de plus faibles proportions de biotite, de quartz, de magnétite, de titanite, d’apatite, d’épidote et d’allanite (Thériault et Chevé, 2001). De l’orthopyroxène, ainsi que de la prehnite hydrothermale associée à de l’épidote et de la chlorite, ont également été observés localement. Des intrusions de leucogabbro (plagioclase-quartz-hornblende-clinopyroxène) et de gabbronorite (plagioclase-orthopyroxène-clinopyroxène ± hornblende ± quartz) ont été observées dans la région de la rivière Sérigny (Simard et al.,  2009).

Les intrusions ultramafiques sont principalement des pyroxénites et des péridotites, plus localement des hornblendites qui se présentent en filons-couches ou niveaux de 1 à 30 m d’épaisseur, parfois lenticulaires, en alternance avec le basalte (mAgat1) ou le gabbro (Gosselin et Simard, 2000, 2001; Simard et al., 2001, 2002). Il est possible que certains de ces niveaux soient des laves komatiitiques à spinifex. Les roches sont à grain fin à moyen, gris foncé ou vert très foncé à noirâtre en cassure fraiche et brunâtre foncé en patine d’altération, très caractéristique et facilement identifiable. La pyroxénite est constituée principalement de clinopyroxène, par endroits très bien zoné, ailleurs formant des structures de cumulats avec du plagioclase interstitiel. De la hornblende verte se surimpose couramment sur les grains de pyroxène. La pyroxénite contient aussi du spinelle et de la magnétite. Cette dernière peut former des rubans ou veinules plus ou moins continus généralement parallèles à la foliation régionale. La péridotite est généralement fortement serpentinisée et constituée d’un pourcentage variable d’olivine et de pyroxène, avec environ 20 % de petits grains d’anthophyllite en fines aiguilles ou sous forme de gerbe. La serpentine forme une foliation bien développée. La péridotite contient régulièrement de 15 à 20 % de cristaux arrondis d’olivine, très serpentinisés (1 à 3 cm de diamètre), qui produisent une « texture à boules » en surface altérée. Des structures primaires de cumulats ont aussi été observées à plusieurs endroits.

Les intrusions mafiques et ultramafiques montrent une altération plus ou moins importante en séricite, épidote, silice, chlorite, serpentine, talc et carbonates (Simard et al., 2009).

Épaisseur et distribution

Le Complexe de Gayot se présente en plusieurs lambeaux kilométriques encaissés dans les granitoïdes des régions du lac Gayot (feuillet 23M), de Maricourt (feuillet 24D), du lac Hurault (feuillet 23L) et de la rivière Sérigny (feuillets 23N et 24C). Le lambeau de roches volcano-sédimentaires le plus volumineux (8 km sur 6 km) correspond à la « Ceinture de Piscau » (Simard et al., 2009; Simard et al., 2015).

Datation

Des âges U/Pb de 2873 ±10 Ma et de 2880 ±2 Ma ont été obtenus dans des tufs felsiques à cristaux des ceintures de Coulon et de Vénus respectivement (David et al., 2009).

Relations stratigraphiques

Le Complexe de Gayot est l’une des plus anciennes unités du Grand Nord québécois (2880 à 2873 Ma; Simard, 2008). Certains lambeaux de roches volcano-sédimentaires du Complexe d’Arnaud, encaissés dans des tonalites anciennes (2878 à 2869 Ma), pourraient avoir un âge équivalent aux roches volcaniques du Complexe de Gayot (Simard, 2008). Selon Simard et al. (2009; 2015), les lambeaux de roches volcano-sédimentaires du Complexe de Gayot, dont la ceinture de Piscau, proviendraient d’une fenêtre de la Sous-province de La Grande exposée juste au nord de la Sous-povince d’Ashuanipi.

Paléontologie

Ne s’applique pas.

Références

Citation suggérée

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