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Formation d’Obatogamau
Étiquette stratigraphique : [narc]ob
Symbole cartographique : nAob
 

Première publication : 15 mars 2018
Dernière modification : 18 janvier 2023

 

 

Subdivision(s) informelle(s)
La numérotation ne reflète pas nécessairement la position stratigraphique.
 
nAob4 Roches volcaniques felsiques, localement lentilles de tuf intermédiaire à felsique
nAob3 Tuf felsique à intermédiaire, à lapillis et à blocs, localement interdigité avec des roches volcaniques felsiques
nAob2 Roche volcanoclastique mafique à intermédiaire, localement dacite, mudrock graphiteux et pyriteux, exhalite
nAob1 Basalte, basalte andésitique et amphibolite
nAob1d Amphibolite métabasaltique, à grenat et à grenat et clinopyroxène
nAob1c Basalte calco-alcalin
nAob1b Basalte tholéitique ferrifère et amphibolite
nAob1a Basalte tholéitique magnésien et amphibolite
 
Auteur(s) :Cimon, 1977
Âge :Néoarchéen
Stratotype :La section décrite par Cimon (1977) a été réalisée à partir d’une série d’affleurements localisés au sud des lacs Audet et Pierre (feuillet SQRC 32G09-200-0201)
Région type :SE du canton de Queylus (feuillet 32G09-200-0201)
Province géologique :Province du Supérieur
Subdivision géologique :Sous-province de l’Abitibi
Lithologie :Basalte, basalte andésitique et amphibolite
Catégorie :Lithostratigraphique
Rang :Formation
Statut :Formel
Usage :Actif

Historique

La Formation d’Obatogamau a été instaurée par Cimon (1977) en référence aux lacs Obatogamau localisés dans le feuillet 32G09. Par la suite, plusieurs auteurs ont cartograĥié et décrit, dans différentes régions (feuillets 32F01, 32F02, 32F07, 32F08, 32F09, 32F16, 32G05, 32G06, 32G07, 32G08, 32G09, 32G11, 32G11, 32G12, 32G13, 32G14, 32G15, 32G16, 32H12, 32I04, 32J01, 32J02, 32J03 et 32J04), des roches volcaniques, volcanoclastiques et localement sédimentaires appartenant à la Formation d’Obatogamau sans nécessairement les assigner à cette unité (voir le tableau ci-dessous). Sur le flanc nord de l’Anticlinal de Chibougamau, les basaltes et les basaltes andésitiques assignés au départ à la portion inférieure de la Formation de Gilman (Ludden et al., 1984; Daigneault et Allard, 1990) ont été regroupés par Leclerc et al. (2008) dans le Membre de David. Toutefois, l’inclusion du Membre d’Allard sus-jacent dans la Formation de Waconichi a entraîné l’abandon de la Formation de Gilman et l’intégration du Membre de David à la Formation d’Obatogamau (Leclerc et al., 2011). À la suite d’un levé géologique dans la région du lac la Trêve, Daoudene et Beaudette (2022) ont subdivisé la sous-unité principale nAob1 sur la base de critères géochimiques. La subdivision actuelle en quatre unités informelles a été mise à jour dans le cadre de la rédaction de cette fiche stratigraphique.​

Unités actuelles

Leclerc et Talla Takam (2014a-d)

Feuillets 32J01-2000-0101-0202

Leclerc (2013a-b)

Feuillets 32J03-200-0101-0102

Leclerc (2012a-b)

Feuillets 32G14-200-0101-0102

Leclerc et al. (2011)

Feuillet 32G15-200-0101

Leclerc et Houle, 2010

Feuillet 32G15-200-0102

Bandyayera et Daigneault (2003; in MRNF, 2010a); Bandyayera et al. (2003a); Bandyayera et al. (2003b)

Feuillet 32F01-200-0201

Grant (1999; In MRNF, 2010a)

Feuillet 32F02-200-0202

Grant (2000; In MRNF, 2010a)

Feuillet 32F07-200-0102

Grant (2000; In MRNF, 2010a)

Feuillets 32F07-200-0201-0202 et 32F08-200-0102

Grant (2000; In MRNF, 2010a)

Feuillets 32F08-200-0101 et 32F08-200-0201

Grant (2000; In MRNF, 2010a)

Feuillet 32F08-200-0202

Grant (2000; In MRNF, 2010a)

Feuillet 32F09-200-0102

Grant et al. (2000; In MRNF, 2010a)

Feuillet 32F09-200-0202

Goutier (2006; In MRNF, 2010a)

Feuillet 32F16-200-0102

Simard et al. (2004; In MRF, 2010b)

Feuillets 32G05-200-0101-0202 et 32G06-200-0101

Simard et al. (2004; In MNRF, 2010b)

Feuillets 32G06-200-0102 et 32G06-200-0202

Simard et al. (2004; In MNRF, 2010b)

Feuillet 32G06-200-0201

Simard et al. (2004; In MNRF, 2010b)

Feuillets 32G07-200-0101-0102

Simard et al. (2004; In MNRF, 2010b)

Feuillet 32G07-200-0201

Simard et al. (2004; In MNRF, 2010b)

Feuillet 32G07-200-0202

Roy et Turcotte, (2005 In MNRF, 2010b); Roy (2006 In MNRF, 2010b); Roy et al. (2006; In MNRF, 2010b); Roy et al. (2005)

Feuillets 32G08-200-0201-32G09-200-0102

Roy (2007; In MNRF, 2010b)

Feuillets 32G09-200-0201-0202

Ouellet et al. (2005) (In MNRF, 2010b)

Feuillets 32G10-200-01001-0202

Simard et al. (2004; In MNRF, 2010b)

Feuillets 32G11-200-0101-0102

Simard et al. (2004; In MNRF, 2010b)

Feuillet 32G12-200-0101

Simard et al. (2004; In MNRF, 2010b)

Feuillet 32G12-200-0102

Simard et al. (2004; In MNRF, 2010b)

Feuillets 32G12-200-0201-32G13-200-0101

Simard et al. (2003; In MNRF, 2010b)

Feuillet 32G13-200-0201

Simard et al. (2003; In MNRF, 2010b)

Feuillet 32G13-200-0202

Simard et al. (1998; In MNRF, 2010b)

Feuillet 32G14-200-0102

Leclerc et Houle (2009, 2010; In MNRF, 2010b)

Feuillets 32G15-200-0101-0102

Simard et Morin (1998; In MNRF, 2010c)

Feuillet 32H12

Morin (2000; In MNRF, 2010d); Morin (1999)

Feuillet 32I04-200-0201

Gosselin et Morin (1998; In MNRF, 2010e)

Feuillets 32J01-200-0102-0202 et 32J02-200-0201-0202

Gosselin et Morin (1998; In MNRF, 2010e)

Feuillets 32J03-200-0101-0202

Gosselin et Morin (1998; In MNRF, 2010e)

Feuillet 32J04

Morin (1994)

Feuillet 32G15

Joly (1993)

Feuillets 32F06 E – 32F07 W

Midra et al. (1993)

Feuillet 32G06

Doucet (1993)

Feuillets 32F08-200-0202 N – 32F09-200-0102 S

Midra et al. (1992b); Lauzière et al. (1990); Lauzière et al. (1989a)

Feuillet 32G07

Midra et al. (1992a)

Feuillet 32G11

Proulx et Rioux (1992)

Feuillets 32F07-32F08-32F09-32G05-32G12

Charbonneau et al. (1991)

Feuillets 32G13-32G14-32J03 S

Tait et al. (1990); Tait et al. (1987)

Feuillets 32G06 N – 32G11 S

Proulx (1989)

Feuillet 32F07-200-0102

Barrette (1989)

Feuillet 32F02 NE – 32F07 SE

Morin (1989)

Feuillet 32G15-200-0101

Lauzière et al. (1989b); Lauzière et al. (1988)

Feuillets 32G06 E – 32G07 W

Lamothe (1987, 1982)

Feuillets 32G12-200-0102 N – 32G12-200-0202 S

Giovenazzo (1986, 1983)

Feuillet 32F16-200-0102

Tait et al. (1986)

Feuillets 32G10-200-0101-0102 W – 0201 W

Gautier (1986)

Feuillets 32F08-200-0101-0201

Picard (1986)

Feuillet 32G14–200-0101-0102

Daigneault (1986)

Feuillet 32G09–200-0202 NE

Sharma et al. (1986, 1982)

Feuillets 32G12-200-0201-32G13-200-0101

Hébert (1986)

Feuillet 32F16-200-0102

Picard (1985)

Feuillet 32G13–200-0101-0102

Thibault et Daigneault (1984)

Feuillet 32G09-200-0202 SW

Wolhuter (1984)

Feuillets 32G10 NW – 32G15 SW

Chartrand (1984, 1982)

Feuillets 32J03–200-0101-0102 W

Sharma et Lauzière (1983)

Feuillets 32F08-200-0202-32F09-200-0102

Gobeil et Racicot (1983)

Feuillets 32G-32J

Lacoste (1982)

Feuillets 32I04-200-0101 E – 32I04-200-0201 SE

Hébert (1981)

Feuillet 32G13–200-0202

Sharma (1981)

Feuillets 32G12-200-0101 W – 32G12-200-0201 SW

Lamothe (1981)

Feuillets 32G12-200-0101-0201 E

Charbonneau (1981)

Feuillets 32G14–200-0101-0201

Hébert (1980)

Feuillets 32G08 NW – 32G09 SW

Hébert (1978)

Feuillet 32G10 centre E

Caty (1978)

Feuillet 32J01 centre E

Boudreault (1977)

Feuillet 32J01-200-0101 E

MacIntosh (1977)

Feuillet 32J03

Cimon (1977)

Feuillet 32G09-200-0201 SE

nAob     Aob1 – Basalte gloméroporphyrique (1 à 20 % de gloméroporphyres de plagioclase) finement à moyennement grenu, coussiné, massif ou bréchique; filons-couches de gabbro ou de pyroxénite; niveaux de basalte aphyrique, massif à coussinéV2Ja – Andésite et basalte, localement à phénocristaux de feldspath ou riche en quartzV2a – Roches volcaniques intermédiaires et mafiques massives, coussinées, bréchiques, vésiculaires et localement à phénocristaux de plagioclase V3B – Basalte coussiné et/ou amygdalaire

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


V3Ba – Basalte et tuf à lapillis et/ou à blocs de composition intermédiaire

V3A[CO] – Basalte andésitique en coulées coussinées et brèche de coulées

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


V[TU]a – Tuf à cristaux, à lapillis et à blocs, de composition felsique à intermédiaire


V1D[PO] – Dacite porphyrique

V3A[CO] – Basalte andésitique en coulées coussinées et brèche de coulées 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


V3Ba – Basalte vésiculaire et amygdalaire interdigité avec des tufs lités de composition mafique à felsique ou des filons-couches cogénétiques

V3Ba – Basalte vésiculaire et amygdalaire interdigité avec des tufs lités de composition mafique à felsique ou des filons-couches cogénétiques

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


V[TU]b – Tuf à cristaux et à lapillis, de composition felsique à intermédiaire, interdigité avec du basalte, de la dacite et de la rhyodacite massive et de petits filons-couches de gabbro

  Aob – Basalte, gabbro, wacke feldspathique, mudstone, conglomérat polygénique à fragments jointifs et chert silicaté        Aob1 – Basalte, gabbro et tuf mafiqueAob1 – Basalte, tuf mafique (à lapillis, à lapillis et à blocs), tuf intermédiaire à lapillis et à blocs et roches volcaniques mafiques porphyriques à plagioclase            

V3B/I3A/S3B-S6D-S4E/S10C – Basalte; Gabbro; Wacke feldspathique, mudstone et conglomérat polygénique à fragments jointifs; Chert silicaté localement

V3A[PO] – Basalte andésitique porphyrique (coulées et brèches de coulées)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


V1D[PO] – Dacite porphyrique

  V2J-V3B – Andésite et basalte

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


V3B[PO]PG – Basalte porphyrique à plagioclase

 V3B[MA] – Basalte massif2 (V3B) – Andésite-basalte (massif, coussiné, bréchique), vésiculaire, amygdalaire5 – Volcanites effusives intermédiaires et mafiques, par endroits porphyriques à plagioclase

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


5c – Tuf intermédiaire et felsique à lapillis et blocs de roches felsiques (effusives), couramment ponceux

 V3B[MA][PO][CO]/S3B-S6D-S4F – Basalte massif, porphyrique et coussiné, localement interstratifications de wacke feldspathique-mudstone-conglomérat1 – Coulées de lave basaltique vert sombre généralement coussinées; rarement amygdalaires ou variolitiques; contient très localement de minces lits de hyaloclastites4 – Basalte vésiculaire et amygdalaire à microphénocristaux de plagioclase, interdigités avec de minces lits de tuf lité mafique à felsique 
U. volcanique 4 : V3B(V2[TU]) – Basalte interdigité avec tuf intermédiaire; 
V2[TU] – Tuf intermédiaire

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


U. volcanique 3 : V3B – Basalte, localement coussiné et porphyrique;
V3A[TU]lb – Tuf à lapillis et à blocs de composition basaltique andésitique
        3c – Coulées volcaniques andésitiques et basaltiques (massives, coussinées ou bréchiques, vésiculaires et amygdalaires); filons-couches cogénétiques

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


2 – Tuf à cristaux, à lapillis et à blocs (intermédiaire à felsique)

   2 – Basalte coussiné ou massif, à phénocristaux de feldspath; quelques niveaux de tuf et filons-couches de gabbro1a – Lave mafique porphyrique; lave coussinée, lave massive       
nAob1Aob – Basalte, basalte andésitique, amphibolite, roche volcanoclastique mafique à intermédiaireAob1 – Basalte à basalte andésitique, localement d’affinité tholéitique

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


Aob1a – Amphibolite

Aob1 – Basalte à basalte andésitiqueAob1 – Basalte massif, coussiné ou bréchique, amphibolite, tuf mafique à intermédiaireAob1 – Basalte massif, coussiné ou bréchqiue, d’affinité tholéitiqueAob1 – Basalte gloméroporphyrique (1 à 20 % de gloméroporphyres de plagioclase) finement à moyennement grenu, coussiné, massif ou bréchique; filons-couches de gabbro ou de pyroxénite; niveaux de basalte aphyrique, massif à coussiné V3B – Basalte grenu à plagioclase porphyrique, localement amphibolitiséV3B[PO] – Basalte grenu à plagioclase porphyrique, localement amphibolitisé

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


Va – Roches volcaniques intermédiaires et mafiques indifférenciées avec roches volcaniques felsiques, roches sédimentaires et intrusions mafiques par endroits


Avs (volcanites du Sud) – Roches volcaniques mafiques

V3B[PO] – Basalte à plagioclase porphyrique, en coulées massives grenues ou en coulées coussinées amygdalaires

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


V3B – Basalte coussiné et/ou amygdalaire

V3B[PO] – Basalte à plagioclase porphyrique, en coulées massives grenues ou en coulées coussinées amygdalaires

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


V3A[CO][PO] – Basalte andésitique en coulées et brèche de coulées, localement porphyrique

V3B[PO] – Basalte à plagioclase porphyrique, en coulées massives grenues ou en coulées coussinées amygdalaires

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


V3A[CO][PO] – Basalte andésitique en coulées et brèche de coulées, localement porphyrique


V3Ba – Basalte vésiculaire et amygdalaire interdigité avec des tufs lités de composition mafique à felsique ou des filons-couches cogénétiques


V1B – Rhyolite

V3B[PO] – Basalte à plagioclase porphyrique, en coulées massives grenues ou en coulées coussinées amygdalairesAob1 – Basalte gloméroporphyrique à plagioclaseAob1 – Schiste dérivé de basalte et de gabbroAob1 – Basalte, amphibolite dérivée de basalte et de gabbro et gabbroAob1 – Basalte, amphibolite dérivée de basalte, schiste dérivé de basalte et de gabbro et gabbroAob1 – Amphibolite dérivée de basalte et de gabbro et amphibolite à grenat

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


Aob5 – Amphibolite dérivée de basalte et wacke feldspathique métamorphisé

Aob1 – Basalte (massif, coussiné et porphyrique), amphibolite dérivée de basalte et de gabbro, gabbro et tuf intermédiaire

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


Aob5 – Wacke feldspathique, amphibolite (dérivée de basalte, de gabbro et de wacke feldspathique), wacke feldspathique métamorphisé et conglomérat polygénique à fragments flottants

Aob1 – Amphibolite, amphibolite dérivée de basalte et de gabbro, amphibolite à grenat, basalte, gabbro, basalte et gabbro silicifiés, carbonatés et ankéritisésAob1 – Basalte massif, coussiné, bréchique, porphyrique; basalte amphibolitisé; amphibolite dérivée de basalte (massif et coussiné); gabbroAob1 – Basalte

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


M16 – Amphibolite à grenat et clinopyroxène

Aob1 – Basalte (porphyrique, massif, coussiné et bréchique), basalte amphibolitisé ou amphibolite dérivée de basalte et de gabbro et gabbroAob1 – Basalte, basalte coussiné, massif et porphyrique, gabbro et basalte amphibolitiséAob1 – Basalte, gabbro et tuf mafiqueAob1 – Basalte, tuf mafique (à lapillis, à lapillis et à blocs), tuf intermédiaire à lapillis et à blocs et roches volcaniques mafiques porphyriques à plagioclaseAob1 – Basalte, amphibolite dérivée de basalte et tuf indifférenciéAob1 – BasalteAob1 – Basalte et tuf mafiqueAob1 – Basalte, tuf intermédiaire, gabbro et amphibolite dérivée de basalteAob1 – Basalte massif, coussiné et bréchique, filons-couches de gabbro, tuf mafique à intermédiaire

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


Aob1 – Basalte massif, coussiné ou bréchique, d’affinité tholéitique

Aob1 – Basalte aphyrique à porphyrique en coulées massives, coussinées ou bréchiquesAgi1 (Formation de Gilman) – Basalte massif et coussiné, gabbro et basalte amphibolitiséAob1 – Basalte porphyrique à plagioclase en coulées massives, coussinées ou bréchiques

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


Aob1 – Basalte porphyrique

Aob1 – Basalte porphyrique à plagioclase; basalte massif, coussiné et bréchique avec filons-couches comagmatiques de gabbro

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


Indifférenciée : volcanite et roches sédimentaires métamorphisées

Aob1 – Basalte massif, coussiné et bréchiqueOb – Basalte porphyrique; gabbro; rhyolite; tuf mafique *aussi Formation de ChrissieV3B – Basalte, localement coussiné

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


V3A/V3B – Basalte andésitique/andésite basaltique

V3B – Basalte massif, porphyrique, localement coussiné; AI – faciès des amphibolites (en général)V3A[PO] – Basalte andésitique porphyrique (coulées et brèches de coulées)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


V3A[CO] – Basalte andésitique coussinée (coulées et brèches de coulées)

V3B – Basalte massif, coussiné et/ou porphyrique

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


V3B(M16) – Basalte massif amphibolitisé


M16(V3B/I3A) – Amphibolite dérivée de basalte et de gabbro

V3B – Basalte massif, porphyrique et/ou coussiné (SW)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


M16 – Amphibolite (NE)

V3B[PO]PG – Basalte porphyrique à plagioclaseOb – Coulées de basalte à débits massifs et coussinés, dont certaines sont porphyriques (feldspath)V3B – Basalte

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


V3B[MA] – Basalte massif

1 (V3B[PO]Pg) – Basalte porphyrique à phénocristaux de plagioclase (massif, coussiné, bréchique), vésiculaire

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


V3B[PO]Pg(M16) – roche amphibolitisée

1 (V3B[PO]PG) – Basalte communément grenu à porphyrique à phénocristaux de plagioclase, filon-couche gabbroïqueOb, V3B[MA][CO][PO]PG – Basalte massif, coussiné et porphyrique à plagioclaseV3B[CO][PO]PG – Basalte coussiné porphyrique à plagioclase

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


V3B[MA]A – Basalte massif, faciès amphibolite

3 – Coulées de lave basaltique coussinées en plusieurs endroits; la lave est généralement amygdalaire et localement variolitique

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


3b (localement) – Pyroclastites (tuf à lapillis, tuf à blocs) de composition intermédiaire ou mafique


1a – Niveau de lave porphyrique montrant jusqu’à 50 % de phénocristaux de plagioclase idiomorphes (1 mm à 10 cm)


1 – Coulées de lave basaltique vert sombre généralement coussinées; rarement amygdalaire ou variolitique; contient très localement de minces lits de hyaloclastites

1 – Basalte et gabbro avec phénocristaux subautomorphes de plagioclaseV3B[CO][MA][PO – Basalte coussiné, massif et/ou porphyriqueU. volcanique 1 : V3B[PO]PG – Basalte porphyrique à plagioclase

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


U. volcanique 3 : V3B – Basalte

Fm. Obatogamau (2) – Minces coulées de métabasalte massif ou coussiné à phénocristaux automorphes de feldspath (0 à 15 %)F. Obatogamau (1) – Basalte coussiné et bréchique porphyrique à plagioclase, amphibolitisé, à grenat1 – Basalte, massif ou coussiné, à phénocristaux de plagioclase; amphibolite

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


3 – Basalte coussiné ou massif, vacuolaire, amygdalaire, variolitique; amphibolite. Intercalations de roches volcanoclastiques

1A – Lave basaltique à phénocristaux de plagioclaseAl – Basalte massif ou coussiné, localement porphyrique (Alp)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


Ap – Basalte à phénocristaux de plagioclase

Fm. Obatogamau (1) – Basalte porphyrique à plagioclase et basalte aphyrique, massif et coussiné; (gabbro; porphyre à feldspath et quartz;) tuf à blocsV7 – Basalte, métabasalte

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


V6 – Andésite, roche verte

1a – Basalte, porphyrique (P)1 – Basalte à phénocristaux de plagioclase (massif, coussiné ou bréchique); filons-couches cogénétiques; amphibolite

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


3a – Basalte vésiculaire et amygdalaire (coussinée, bréchique ou massif); filons-couches cogénétiques; amphibolite


3c – Coulées volcaniques andésitiques et basaltiques (massives, coussinées ou bréchiques, vésiculaires et amygdalaires); filons-couches cogénétiques


(4 – Tuf à cristaux, à lapillis et à blocs)

 *Fm. de Gilman et de Blondeau 2A-3C – Métabasalte1a – Laves basaltiques coussinées2 – Basalte coussiné ou massif, à phénocristaux de feldspath; quelques niveaux de tuf et filons-couches de gabbro1 – Lave mafique porphyrique

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


3 – Lave mafique coussinée

2 – Coulées de lave basaltique vert foncé, localement vert pâle et épidotisée (90 % de l’unité). Certains niveaux contiennent 15 à 20 % de phénocristaux de plagioclase atteignant 2 cm d’arête*Fm. de Gilman 1a – Métabasalte et méta-andésite porphyrique contenant ~1 % de phénocristaux d’albite

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


1c2 – Métabasalte et méta-andésite, rhyolite, tuf rhyolitique

V6-V7 – Métabasalte et méta-andésite, massifs, porphyriques ou amydaloïdes à pyroxène*Fm. de Gilman (2) – Métabasalte (faciès des amphibolites) massif, coussiné ou à brèche de coussins*Fm. de Gilman 2a – Métabasalte, métatuf

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


2b – Métabasalte porphyrique

1 – Lave coussinée; (lave métamorphisée foncée; porphyrique; andésitique (plus pâle); schiste foncé; schiste rubané; schiste noir; schiste à hornblende et feldspath; siliceuse; carbonatisée)Fm. d’Obatogamau V7 – Métabasalte porphyrique contenant <3 % à >10 % de phénocristaux de feldspath

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


V7m – Métabasalte porphyrique amphibolitisé

nAob1a                           Aob1 – BasalteAob1 – Basalte et tuf mafique                                             
nAob1b                           Aob1 – BasalteAob1 – Basalte et tuf mafique                                             
nAob1c                           Aob1 – BasalteAob1 – Basalte et tuf mafique                                   1a – Laves basaltiques coussinées         
nAob1d                    
*Grenville* Aob1a – Amphibolite métabasaltique; amphibolite métabasaltique à grenat; massives, porphyroïdes, coussinées, bréchiques et foliées
M16 – Amphibolite à grenat et clinopyroxène
Aob1 – Basalte

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


M16 – Amphibolite à grenat et clinopyroxène

                  M16Gr – Amphibolite à grenat                           *Fm. de Gilman 6b – Gneiss rubané à hornblende (1c2 affecté par le métamorphisme grenvillien)      
nAob2 Aob3 – Conglomérat et clayshale   *non cartographiéeVva – Tuf intermédiaire et felsique à lapillis et à blocs, tuf intermédiaire à cristaux, tuf felsique finement lité, tuf mafique et sédiments volcanogènesV2[TU]lba – Tuf intermédiaire et felsique à lapillis et à blocs, communément ponceux           Aob3 – Tuf felsique à blocs, tuf intermédiaire à blocs et tuf indifférenciéAob3 – Tuf à blocs de composition intermédiaire métamorphisé 
±Aob3 – Tuf intermédiaire (à blocs et à blocs et à lapillis), tuf indifférencié, tuf à blocs et à lapillis et tuf felsique à blocs
*Incluant d’autres unités stratigraphiques
Aob5 – Wacke feldspathique

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


Aob5 – Wacke feldspathique et basalte

     Aob3 – Tuf indifférencié          *non cartographiée V2[TU]lb – Tuf intermédiaire à lapillis et à blocs   5c – Tuf intermédiaire et felsique à lapillis et blocs de roches felsiques (effusives), couramment ponceux    ~V3B[BR][CO] – Basalte en brèche de coulée*non cartographiée      V6 – Andésite, roche verte

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


V4 – Dacite et autres laves felsiques

*non cartographiée      2 – Rares niveaux peu épais (quelques mètres) de roches sédimentaires*Fm. de Gilman 2b – Tuf à blocs V9c – Tuf à cristaux   
nAob3     Aob3 – Volcanites et volcanoclastites felsiques de composition dacitique à rhyodacitique V2[TU]lb – Tuf intermédiaire à lapillis et à blocs V1[TU]a – Pyroclastites à lapillis et/ou à blocs de composition felsique        Aob4 – Tuf rhyolitiqueAob3 – Tuf felsique à blocs, tuf intermédiaire à blocs et tuf indifférencié                    *non cartographiée V1[TU]lb-V2[TU]lb – Tuf felsique à intermédiaire, à lapillis et à blocs         U. volcanique 2 : V1[TU] – Tuf felsique        2 – Tuf à cristaux, à lapillis et à blocs (intermédiaire à felsique)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


(5 – Roches sédimentaires)

            
nAob4     *non cartographiée V1Ca – Rhyodacite et tuf rhyodacitique à ponces

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


V1B – Rhyolite

V1b – Roches volcaniques felsiques et mafiquesV1D, SF – Dacite, localement sulfurée et graphiteuse                             V1B – Rhyolite  V1D – Dacite

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


V1(V3B-S1#) – Volcanite felsique indifférenciée (basalte – grès fracturé)


V1[TU]l – Tuf felsique à lapillis

   V1 – Roches effusives felsiques non différenciées     
U. volcanique 2 : (4) V1D – Dacite;
V1[TU] – Tuf felsique
        3b – Coulées rhyodacitiques à rhyolitiques (massives ou bréchiques); filons-couches mafiques; tuf à blocs et à lapillis; tuf lité; épiclastites

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 


4 – Tuf à cristaux, à lapillis et à blocs

            

Description

La Formation d’Obatogamau correspond à la partie inférieure du premier cycle volcanique du Groupe de Roy (Cimon, 1977; Daigneault et Allard, 1990). Dans le secteur du canton de Queylus (feuillet 32G09) où elle a été reconnue au départ, la Formation d’Obatogamau regroupe trois unités informelles (inférieure, médiane et supérieure) de basalte qui se distinguent par le pourcentage de phénocristaux de plagioclase. Ce pourcentage varie de 1 à 3 % dans l’unité inférieure, atteint typiquement 20 % dans l’unité médiane et 1 % dans l’unité supérieure, cette dernière étant généralement aphyrique. Bien que ces divisions n’aient pu être généralisées à l’ensemble de la formation, le basalte très porphyrique de l’unité médiane est généralement caractéristique de l’unité informelle nAbo1. Quelques lentilles de roches volcanoclastiques de composition mafique à intermédiaire, localement felsique, et d’affinité calco-alcaline sont intercalées entre les coulées de basalte et de basalte andésitique.(unité nAob2). Le sommet de la Formation d’Obatogamau comprend aussi quelques lentilles de rhyolite et de tuf rhyolitique pyriteux (unités nAob3 et nAob4). Sur le flanc nord de l’Anticlinal de Chibougamau (feuillet 32G16), la partie supérieure de la Formation d’Obatogamau correspond au Membre de David (Leclerc et al., 2011). Au nord-ouest de Chapais (feuillets 32G14-200-0201 et 32J03-200-0101), la Formation d’Obatogamau contient une lentille de roches volcaniques felsiques attribuée au Membre de Pichamobi (Charbonneau et al., 1991). Dans la région du lac Wachigabau ainsi que vers l’est, le SE et le NE (feuillets 32F08 N, 32F09 E et 32G12), les roches volcanoclastiques (p. ex. Sharma, 1981; Lamothe, 1982, 1987; Giovenazzo, 1983, 1986; Doucet, 1993) sont principalement regroupées dans le Membre de Wachigabau. L’unité principale nAob1 a été subdivisée sur la base de critères géochimiques dans le secteur du lac la Trêve (Daoudene et Beaudette, 2022) et en fonction du degré de métamorphisme dans le secteur des lacs Obatogamau.

 

Formation d’Obatogamau non subdivisée (nAob) : Roches volcaniques, roches volcanoclastiques et roches sédimentaires indifférenciées

La Formation d’Obatogamau non subdivisée est principalement située dans la partie SW de l’unité (feuillets 32F02, 32F07, 32F08, 32F09 et 32G12). Elle est constituée de basalte et d’andésite insterstratifiés avec des roches volcanoclastiques et, en moindre proportion, sédimentaires (Lamothe, 1981, 1982, 1987; Sharma, 1981; Sharma et Lauzière, 1983; Giovenazzo, 1983, 1986; Gautier, 1986; Barrette, 1989; Lauzière et al., 1989b; Doucet, 1993; Midra et al., 1993).

Le basale et l’andésite forment de minces coulées (2 à 12 m d’épaisseur) coussinées, massives ou bréchiques (brèches de coussin et de coulée) (Sharma et Lauzière, 1983; Gautier, 1986; Giovenazzo, 1986; Lamothe, 1987; Barrette, 1989; Doucet, 1993). Les coulées sont formées à la base d’un niveau homogène de quelques centimètres à >9 m d’épaisseur de lave grenue, généralement massive qui passe graduellement à la lave coussinée (Lamothe, 1987). Les coulées coussinées possèdent communément des cœurs de coussins épidotisés, de forme elliptique et présentant un relief positif en affleurement (Sharma et Lauzière, 1983; Giovenazzo, 1986). Les coussins, d’une longueur de 3 à 80 cm, sont généralement jointifs et délimités par une bordure vitrifiée de 5 à 18 mm d’épaisseur (Lamothe, 1987). La plupart des niveaux de lave coussinée sont surmontés par un niveau de brèche volcanique autoclastique dont l’épaisseur, normalement de l’ordre de quelques centimètres, peut dépasser 3 m. La brèche se compose de 40 à 90 % de fragments anguleux d’hyaloclastes ou de lave dans une matrice aphanitique. Le passage d’un niveau coussiné à un niveau bréchique sommital est plus ou moins transitionnel et des fragments de coussins ou, localement, des coussins entiers peuvent être détachés du niveau coussiné.

Le basalte est généralement vert sombre grisâtre ou, plus rarement, gris clair en surface fraiche; il s’altère vert sombre ou brun clair (Lamothe, 1987). Il possède une structure fluidale primaire et se caractérise par des vésicules et des amygdales de quartz pouvant atteindre 5 cm de diamètre (Sharma et Lauzière, 1983; Gautier, 1986; Giovenazzo, 1986; Lamothe, 1987). Les amygdales sont également remplies de carbonates, d’épidote, de chlorite, d’amphiboles et de pyrite. Des microphénocristaux de plagioclase automorphes saussuritisés peuvent être présents (<3 % de la roche) (Sharma et Lauzière, 1983; Giovenazzo, 1986; Barrette, 1989; Lamothe, 1987; Doucet, 1993). En lame mince, aucune macle n’est préservée, mais les clivages sont soulignés par un remplissage d’épidote (Lamothe, 1987). Les oxydes de fer forment des grains allotriomorphes associés à l’épidote. La mésostase est composée d’un agrégat d’épidote, de hornblende ou d’actinote (jusqu’à 50 %), de quartz, de microlites de plagioclase, de biotite, de magnétite et de leucoxène (Sharma et Lauzière, 1983; Giovenazzo, 1986; Barrette, 1989; Lamothe, 1987; Doucet, 1993). Selon Gautier (1986), les principaux critères discriminants du basalte de l’unité non subdivisée par rapport au basalte de l’unité nAob1 sont la disparition quasi complète des phénocristaux de plagioclase et l’augmentation sensible des niveaux de brèche.

Plusieurs coulées andésitiques sont associées au basalte verdâtre de l’unité non subdivisée (Sharma et Lauzière, 1983; Barrette, 1989). Des mégacoussins, une couleur plus pâle (grise à gris foncé en surface fraiche et gris pâle en surface altérée; Barrette, 1989) et une proportion moindre de minéraux ferromagnésiens les différencient du basalte (Sharma et Lauzière, 1983). Ces coulées sont aussi caractérisées par une abondance de plagioclase. Les phénocristaux de plagioclase, si présents, mesurent au plus 1 cm et ne représentent pas plus de 5 % du volume de la roche (Barrette, 1989). L’andésite montre localement une texture fluidale (ou texture trachytique) bien développée définie par l’orientation préférentielle des microlites finement grenus et des microphénocristaux de plagioclase (Sharma et Lauzière, 1983; Barrette, 1989). Elle contient par endroits des amygdales remplies de carbonate, de quartz, d’épidote, de chlorite et, localement, de pyrite (Barrette, 1989). Dans la région du lac Bachelor (feuillets 32F08-200-0202 N et 32F09-200-0102 S), Doucet (1993) a de plus observé de la dacite porphyrique.

Au voisinage des plutons felsiques, du grenat et du clinopyroxène peuvent être présents dans le basalte et l’andésite (voir unité nAob1d) ainsi que des injections de matériel granitique (Sharma et Lauzière, 1983).

Les roches volcanoclastiques interstratifiées consistent en : tuf homogène à grain fin, tuf à cristaux de feldspath, tuf à lapillis, tuf à blocs et tuf finement lité de composition généralement intermédiaire à felsique (andésitique à rhyodacitique), localement mafique (Lamothe, 1982, 1987; Sharma et Lauzière, 1983; Giovenazzo, 1983, 1986; Gautier, 1986; Barrette, 1989). En général, la roche est gris-vert pâle, gris-vert foncé ou verdâtre en surface fraiche et blanchâtre à gris pâle en surface altérée (Sharma et Lauzière, 1983; Giovenazzo, 1986). Elle possède une patine caractéristique de quelques millimètres d’épaisseur (Sharma et Lauzière, 1983). L’abondance de grains de quartz arrondis, la finesse du litage et la présence de lamines riches en chlorite en alternance avec des lamines feldspathiques (1 à 10 mm d’épaisseur) suggèrent qu’il y ait eu remaniement (Giovenazzo, 1986; Lamothe, 1987). L’unité est métamorphisée au faciès des amphibolites et certains niveaux de tuf comportent de nombreux porphyroblastes de hornblende pœcilitique dans les zones qui étaient à l’origine plus mafiques. La roche est cisaillée en plusieurs endroits et la présence de plis isoclinaux indique une déformation locale très intense (Lamothe, 1987). Les lapillis et les blocs sont habituellement monogéniques, de composition felsique (roches effusives) ou intermédiaire, d’aspect crayeux en surface altérée, généralement amygdalaires, voire ponceux par endroits (Gautier, 1986; Barrette, 1989).

Dans la région du lac Doda (feuillet 32G06-200-0202), les interstratifications sédimentaires trouvées dans les roches basaltiques de la Formation d’Obatogamau sont constituées de wacke feldspathique et de proportions moindres de mudstone, de conglomérat polygénique à fragments jointifs et, localement, de chert silicaté contenant des disséminations et des lits riches en magnétite (Lauzière et al., 1989b; Midra et al., 1993). L’épaisseur des interstratifications sédimentaires varie de quelques dizaines de centimètres, pour les roches sédimentaires chimiques et le mudstone, à >70 m dans le cas du wacke (Lauzière et al., 1989b).

Le wacke forme des lits millimétriques à métriques par endroits granoclassés, chenalisant localement les lits sous-jacents (Lauzière et al., 1989b). Il est généralement difficile de suivre un niveau gréseux sur plus de quelques centaines de mètres, en partie à cause des failles NE, mais possiblement aussi à cause d’une extension latérale limitée des lits. Le conglomérat forme des niveaux métriques lenticulaires et le mudstone, finement stratifié, forme des niveaux décamétriques. Des troncatures de lits produites par le glissement et le « slumping » ont été observées dans ces niveaux. La couleur verdâtre en cassure fraiche, une patine orangée, la proportion moindre de cristaux de plagioclase et une abondance de fragments de phénocristaux mafiques à intermédiaires dans le conglomérat traduisent une source mafique. Au sud de la Faille de Doda, les roches sédimentaires interstratifiées avec le basalte sont complètement recristallisées et composées de grains polygonaux de quartz et de plagioclase, par endroits zonés, avec des proportions variables de biotite, de hornblende et de pistachite. La hornblende forme des porphyroblastes pœcilitiques ou des cristaux tabulaires orientés, tout comme la biotite. La stratification est communément marquée par des lits riches en biotite alternant avec des lits riches en hornblende.

Les roches sédimentaires chimiques sont en fait de minces niveaux de formation de fer contenant des niveaux millimétriques composés de magnétite en cristaux grossiers à moyens accompagnés d’une faible proportion de quartz, des niveaux riches en quartz avec de fines disséminations de magnétite, des niveaux purement cherteux et des niveaux exclusivement argileux, constitués principalement de chlorite pléochroïque ferrifère (Lauzière et al., 1989b). Tout le quartz présent dans les différents niveaux montre des bordures de grains engrenées qui sont caractéristiques des niveaux cherteux d’origine chimique. Des proportions accessoires de séricite et/ou de chlorite en minces cristaux tabulaires sont orientées selon la schistosité régionale.

 

Formation d’Obatogamau 1 (nAob1) : Basalte, basalte andésitique et amphibolite

Le basalte et le basalte andésitique massifs, coussinés et bréchiques d’affinité tholéitique de la Formation d’Obatogamau sont caractérisés par la présence commune de phénocristaux de plagioclase associés au développement d’une structure gloméroporphyrique. Les phases massives et coussinées sont les plus répandues. L’axe long des coussins varie entre 10 à 40 cm, mais peut atteindre plus d’un mètre dans les corridors de déformation. Ils peuvent contenir des amygdales ovoïdes de taille millimétrique composées de carbonate et de chlorite. La phase bréchique est rare et se caractérise par la présence de fragments anguleux dont la taille varie de 1 à 5 cm. La roche est uniformément verte en surface fraiche avec des phénocristaux beiges en amas (structure gloméroporphyrique) d’un diamètre pouvant atteindre 3 cm. La roche présente une patine vert foncé à brun orangé dans les zones de cisaillement où domine l’altération en chlorite et en ankérite, alors qu’elle est plutôt vert pâle à beige dans les secteurs où la silice et l’épidote sont abondantes. La silicification est associée à une intense fracturation et à la présence accrue de veinules millimétriques de quartz. Dans tous les cas, l’altération accentue le contour des structures primaires (bordures des coussins, fragments des brèches de coulées). Dans les couloirs de déformation de Kapunapotagen et de Gwillim, les roches volcaniques mafiques sont transformées en schiste à chlorite et à séricite ± ankérite. La déformation et l’altération intenses oblitèrent partiellement les structures primaires de la roche. Le basalte et le basalte andésitique sont localement transformés en amphibolite (grenat-hornblende-plagioclase) en périphérie des plutons, en raison du métamorphisme de contact. Cette amphibolite est distinguée en carte à l’extrémité orientale de la Formation d’Obatogamau (voir unité nAob1d). Les auréoles métamorphiques sont limitées à une largeur de quelques dizaines de mètres, qui atteint localement 500 à 1000 m (Tait et al., 1992, Morin, 1994).

Dans le secteur du lac la Trêve, la Formation d’Obatogamau est située au nord du lac la Trêve, elle est en contact faillé au nord avec la Granodiorite de Berey et est surmontée stratigraphiquement, au sud, par la Formation de Bruneau.  Dans ce secteur, les gloméroporphyres de plagioclase sont peu communs de sorte que les basaltes sont tous très similaires à l’œil nu. Toutefois, les travaux de Daoudene et Beaudette (2022) ont mis en évidence trois subdivisions informelles basées sur des distinctions géochimiques, soit :

  • le basalte tholéitique magnésien;
  • le basalte tholéitique férrifère;
  • le basalte calco-alcalin. 

Dans la région du lac la Trêve, la Formation d’Obatogamau 1 (nAob1) présente généralement un patron magnétique de faible intensité, mais parsemé de crêtes positives discontinues (Keating et D’Amours, 2010). Ces crêtes sont associées à des filons-couches de gabbro ou aux Dykes de l’Abitibi. De fortes anomalies positives circulaires sont quant à elles rattachées à des plutons de la Suite intrusive de Daine.

En lame mince, les basaltes du secteur du lac la Trêve sont à grains fins et variablement déformés. Ils sont composés majoritairement d’amphibole de type actinote et trémolite ou de hornblende (70 %). Les microlites de plagioclase se présentent en grains trapus variablement séricitisés ou en baguettes préférentiellement orientées dans le plan de la foliation. Au total, ils représentent entre 25 et 30 % de la roche. Des grains de minéraux opaques xénomorphes sont finement disséminés dans la roche et sont par endroits associés à de l’épidote. La biotite ne compose pas plus de 5 % de la composition minéralogique. Le quartz représente <1 %.

 

Formation d’Obatogamau 1a (nAob1a) : Basalte tholéitique magnésien et amphibolite

Dans la région du lac la Trêve, le basalte tholéitique magnésien forme des lentilles de faible dimension (~3 à 6 km de longueur et 200 à 500 m de largeur). Ces lentilles sont situées à proximité de la Grandiorite de Berey et du Pluton de Huguette, dans la section inférieure de la Formation d’Obatogamau. Elles sont contenues au sein de l’unité de basalte tholéitique férrifère et d’amphibolite (nAob1b; Daoudene et Beaudette, 2022). Ce basalte se distingue chimiquement des autres sous-unités par ses concentrations élevées en MgO (7 à 9 %) et légèrement plus faibles en Ti-Fe, des profils d’éléments traces étendus au patron plat avec une faible anomalie négative en Th-Nb ainsi que des concentrations en éléments traces moins élevées que dans le basalte ferrifère (nAob1b). 

 

Formation d’Obatogamau 1b (nAob1b) : Basalte tholéitique ferrifère et amphibolite

Dans la région du lac la Trêve, le basalte tholéitique ferrifère représente l’unité dominante de la Formation d’Obatogamau (Daoudene et Beaudette, 2022). Il a une largeur de ~5 km et une longueur de 19 km. Il est bordé au nord par la Granodiorite de Berey et au sud par les formations de Waconichi (nAwa), de Bruneau (nAbnu1a) ainsi que par la sous-unité de basalte calco-alcalin (nAob1c). Il se distingue par des concentrations faibles en MgO (3 à 7 %) et légèrement plus élevées en Ti-Fe, des profils d’éléments traces étendus au patron plat avec une faible anomalie négative en Th-Nb ainsi que des concentrations en éléments traces plus élevées que le basalte magnésien (nAob1a). 

 

Formation d’Obatogamau 1c (nAob1c) : Basalte calco-alcalin

Dans la région du lac la Trêve, le basalte calco-alcalin forme une bande lenticulaire <200 m d’épaisseur et de ~6 km de longueur. Il est situé au sud du Pluton de Huguette. Stratigraphiquement, le basalte calco-alcalin se situe au sommet de l’unité nAob1 (Daoudene et Beaudette, 2022). Il est constitué de laves coussinées à massives. Les coussins sont très légèrement aplatis et mesurent de 10 cm à 1 m. Certains d’entre eux présentent des chambres de quartz très bien préservées. Des sphérolites sont décrites localement; elles sont de forme ovale et sont concentrées au cœur ou en bordure des coussins (2021-YD-2018).

 

Formation d’Obatogamau 1d (nAob1d) : Amphibolite métabasaltique, à grenat et à grenat et clinopyroxène

Les amphibolites métabasaltiques à grenat et à grenat et clinopyroxène sont distinguées en carte à l’extrémité orientale de la Formation d’Obatogamau, en périphérie des grands plutons tonalitiques (granodioritiques) de la région des lacs Obatogamau (p. ex. plutons de Boisvert, d’Hébert et de Surprise; feuillets 32G07, 32G08 et 32G09) (Lauzière et al., 1990; Midra et al., 1992; Roy et al., 2005). Elles constituent l’équivalent métamorphisé des roches volcaniques mafiques massives, coussinées et bréchiques de l’unité nAob1 dans la Zone transitionnelle du Front de Grenville (Roy et al., 2005). La nature du protolite, le degré de déformation hétérogène et l’intensité croissante de la recristallisation vers le sud et le SE constituent autant de facteurs qui contribuent à la diversité texturale de l’amphibolite, soit massive, foliée, rubanée, gneissique ou schisteuse (Lauzière et al., 1990; Midra et al., 1992). Les amphibolites sont vert foncé à gris foncé plus ou moins verdâtre à noirâtre en cassure fraiche, vertes à gris verdâtre à rougeâtres en surface altérée et de granulométrie fine à grossière (Lauzière et al., 1990; Midra et al., 1992; Roy et al., 2005).

Les textures et structures volcaniques originelles, tels des coussins et des amygdales dans les laves, sont généralement préservées dans l’amphibolite métabasaltique avec ou sans grenat, mais peuvent avoir été modifiées par le métamorphisme et la déformation (Lauzière et al., 1990; Midra et al., 1992; Roy et al., 2005). Par exemple, les bordures de coussins sont généralement étirées et riches en hornblende et grenat (Roy et al., 2005). Cette amphibolite peut être partiellement migmatitisée (<5 % de mobilisat). Elle est composée de hornblende, de plagioclase (An23-47), d’épidote, de chlorite, de quartz, d’oxydes de fer et de titanite, auxquels s’ajoutent par endroits de la biotite et du grenat (Lauzière et al., 1990; Roy et al., 2005). Les porphyroblastes de grenat peuvent atteindre 2 cm de diamètre et représentent généralement <5 % de la roche. Dans les zones où le grenat est plus concentré, des veinules de carbonates coupent l’amphibolite (Roy et al., 2005).

L’amphibolite à grenat et clinopyroxène résulte d’une déformation et d’un métamorphisme plus intenses (faciès supérieur des amphibolites ou faciès inférieur des granulites) qui oblitèrent complètement les textures et structures primaires par le rubanement et la migmatitisation (Lauzière et al., 1990; Midra et al., 1992; Roy et al., 2005). Elle est granoblastique, foliée et rubanée (gneissique) avec une alternance de rubans vert foncé et de rubans gris verdâtre plus pâles. La hornblende, le grenat et le clinopyroxène se concentrent dans les rubans foncés, tandis que le plagioclase est surtout présent dans les rubans pâles (Roy et al., 2005). Des niveaux de grenatite (90 % de grenat), résultant possiblement d’une altération hydrothermale métamorphisée, ont été observés localement. Outre l’apparition du clinopyroxène et l’omniprésence du grenat, la composition minéralogique reste la même que dans les amphibolites moins déformées. La hornblende est généralement nématoblastique et le plagioclase couramment remplacé par de la scapolite.

Le schiste amphibolitique est présent dans toutes les zones à amphibolite de la région, mais est particulièrement abondant le long de la Faille de Doda, au nord du Pluton de Surprise (Lauzière et al., 1990; Midra et al., 1992). À cet endroit, il présente un aspect lustré en raison de l’abondance de la chlorite et contient des porphyroblastes de hornblende soulignant par endroits la linéation minéralogique.

 

Formation d’Obatogamau 2 (nAob2) : Roche volcanoclastique mafique à felsique, localement dacite, mudrock graphiteux et pyriteux

Quelques lentilles de roches volcanoclastiques de composition mafique à intermédiaire et d’affinité calco-alcaline sont intercalées entre les coulées de basalte et de basalte andésitique. La taille des fragments anguleux beiges à gris ne dépasse pas 4 mm (tuf à lapillis fins). À l’est du lac Irène (sud-est du feuillet 32G10), des mudrocks graphiteux et pyriteux apparaissent sur quelques mètres d’épaisseur au sommet des roches volcanoclastiques. Des coulées de dacite massive et fracturée apparaissent en proportions moindres au travers des séquences de roches volcanoclastiques. La dacite a une patine d’altération de couleur blanche et une couleur gris moyen à brunâtre en surface fraiche.

Dans le secteur du lac la Trêve, les roches volcanoclastiques sont constituées de tuf à lapillis riche en chlorite (Daoudene et Beaudette, 2022). Leur signature géochimique est variable, mais il s’agit principalement de basalte. Étant donné que les fragments et la matrice sont aphanitiques et aphyriques, il peut être difficile de distinguer l’un de l’autre. Or, les fragments sont généralement brunâtres et contrastent avec la matrice chloriteuse verte foncée dans laquelle du grenat est localement présent. Ce dernier représente jusqu’à 30 % de la roche (21-AB-1007). Les fragments mesurent entre 0,5 cm sur 3 cm et 11 cm sur 1,5 cm; ils montrent un aplatissement dans le plan de la foliation principale. Les descriptions de forages dans le secteur mentionnent aussi la présence de roches volcanoclastiques intermédiaires à felsiques silicifiées contenant de la pyrite-pyrrhotite en grains fins se présentant sous différentes formes : en disséminations dans la matrice, en lits millimétriques dans les plans de schistosité, en veinules ou encore en concentrations semi-massives à massives (80-DAN-H-1; Beauregard et al., 1980). Cependant, la composition des roches en forage n’est pas appuyée par des analyses géochimiques.

Le niveau de roches volcanoclastiques est caractérisé par une crête magnétique discontinue ainsi que par de nombreuses anomalies électromagnétiques. La même signature est de plus présente au nord de ce niveau, ce qui pourrait indiquer l’existence d’autres lits de roches volcanoclastiques ailleurs dans la séquence.

En lame mince, la roche est hétérogène et la proportion des minéraux est variable en raison du caractère fragmentaire de la roche. La foliation est marquée par l’aplatissement des grains de quartz et de plagioclase et par l’orientation préférentielle des amphiboles et des feuillets de biotite. Une variation compositionnelle est décrite localement, laquelle est marquée par des proportions variables d’amphibole et de biotite. Le grenat, lorsque présent, forme des grains pœcilitiques arrondis, ovales et aplatis. Localement, le grenats est xénomorphe, à bordures émoussées et est altéré en matériel micacé au voisinage de veinules d’altération diffuses composées de séricite et carbonate. La biotite est à la fois associée au grenat et disséminée dans la matrice. Elle forme des feuillets xénomorphes brunâtres et variablement chloritisés. Les grains de plagioclase sont amorphes. Localement, des fragments sont marqués par une plus grande concentration en minéraux opaques que la matrice adjacente.

 

Formation d’Obatogamau 3 (nAob3) : Tuf felsique à intermédiaire, à lapillis et à blocs, localement interdigités avec des roches volcaniques felsiques

L’unité nAob3 est principalement formée de tuf à lapillis et à blocs de composition felsique à intermédiaire, localement interdigité avec des roches volcaniques felsiques (Sharma et Lauzière, 1983; Gautier, 1986; Lauzière et al., 1989b; Proulx et Rioux, 1992; Bandyayera et al., 2003). Il s’agit de petits niveaux lenticulaires intercalés dans la séquence basaltique (nAob1) qui en suivent l’orientation (Lauzière et al., 1989b; Bandyayera et al., 2003). L’unité nAob3 est typiquement silicifiée, chloritisée et carbonatisée (Bandyayera et al., 2003).

Les roches volcanoclastiques sont constituées de : tuf homogène à grain fin, tuf à cristaux de feldspath, tuf à lapillis, tuf à blocs polygéniques et tuf finement lité de composition felsique à intermédiaire (Sharma et Lauzière, 1983; Gautier, 1986). En général, elles sont gris-vert pâle, gris-vert foncé ou verdâtre en surface fraiche et blanchâtres à gris pâle en surface altérée (Sharma et Lauzière, 1983; Bandyayera et al., 2003). Elles possèdent une patine caractéristique de quelques millimètres d’épaisseur (Sharma et Lauzière, 1983). Les tufs à cristaux, à lapillis et à blocs sont très schisteux et ankéritisés par endroits. Ils contiennent de la pyrite, de la chalcopyrite et de la malachite en disséminations, en veinules et en placages de fracture. Le tuf à cristaux formant la matrice des tufs à lapillis et à blocs est par endroits riche en séricite et chlorite (Gautier, 1986). De la fuschite a été observée localement (Sharma et Lauzière, 1983). Près des bordures des plutons de granodiorite, le tuf est fortement cisaillé et difficilement identifiable.

Les roches volcaniques felsiques sont de composition rhyodacitique à rhyolitique et contiennent des phénocristaux de plagioclase (<2 à 20 %) et de quartz (30 %) baignant dans une matrice quartzo-feldspathique foliée et épidotisée (Lauzière et al., 1989b; Bandyayera et al., 2003). La matrice aphanitique est gris pâle en cassure fraiche et blanchâtre en surface altérée. Les yeux de quartz sont localement bleutés. En lame mince, la roche est formée en grande partie (60 à 70 %) d’un agrégat granoblastique de cristaux de quartz et de plagioclase (Lauzière et al., 1989b). Des vestiges de phénocristaux de quartz et de plagioclase (0,5 à 2 mm de diamètre), difficilement reconnaissables, sont maintenant polygonisés, recristallisés et séricitisés dans le cas du plagioclase. La muscovite, en cristaux tabulaires non orientés (0,01 mm) et en porphyroblastes (0,5 mm) incluant les grains polygonaux de quartz et de plagioclase, représente <15 % de la roche. La biotite n’est présente qu’en trace. L’épidote (pistachite et clinozoïsite; 10 à 15 % de la roche) coupe les cristaux de muscovite et de ce fait semble tardive par rapport au métamorphisme régional. La magnétite, la chlorite et les sulfures forment le reste des minéraux accessoires (Bandyayera et al., 2003).

 

Formation d’Obatogamau 4 (nAob4) : Roches volcaniques felsiques, localement lentilles de tuf intermédiaire à felsique

Des coulées et des brèches de coulées rhyolitiques, rhyodacitiques et dacitiques sont observées au sein du basalte (nAob et nAob1) (Sharma et Lauzière, 1983; Gautier, 1986; Barrette, 1989; Poulx et Riuox, 1992; Doucet, 1993). Elles forment des petits amas et pourraient représenter des petits centres volcaniques individuels (Sharma et Lauzière, 1983; Doucet, 1993). Sur le terrain, des structures fluidales et bréchiques sont facilement identifiables en plusieurs endroits (Sharma et Lauzière, 1983; Doucet, 1993). Les roches montrent une patine d’altération beige, blanchâtre ou rouille distincte et une cassure conchoïdale (Barrette, 1989; Doucet, 1993). Elles sont caractérisées par des phénocristaux millimétriques de plagioclase, de quartz et, plus rarement, de hornblende dans une mésostase felsique microcristalline (Sharma et Lauzière, 1983; Barrette, 1989; Doucet, 1993). La proportion des phénocristaux est variable, mais ne dépasse pas 10 %. La roche est en plusieurs endroits légèrement magnétique dû à la présence de grains de magnétite finement disséminés (Sharma et Lauzière, 1983). En lame mince, des textures perlitiques, micro-sphérulitiques, vésiculaires et amygdalaires sont observées; certaines laves sont même ponceuses. Des structures fluidales sont définies par l’orientation préférentielle des fins microlites de plagioclase. De rares phénocristaux de grenat ont été observés.

Les brèches de coulées felsiques sont constituées de fragments centimétriques angulaires, dans certains cas subarrondis, de composition variable (Doucet, 1993). Les fragments de rhyolite massive et porphyrique sont les plus abondants, mais des fragments aphanitiques ou à texture fluidale sont aussi observés. Quelques fragments centimétriques de roches volcaniques mafiques composés de chlorite et de jaspe rouge vin ont également été notés. La présence de ces fragments suggère que certaines zones de cet édifice pourraient être des unités de roches épiclastiques.

Au voisinage de l’ancienne mine du Lac Bachelor, les roches felsiques sont généralement caractérisées par une hématitisation marquée, accompagnée localement d’une altération en épidote (Sharma et Lauzière, 1983; Doucet, 1993). Cette altération est associée à une augmentation du contenu en pyrite fine, disséminée ou sous forme de petites veines irrégulières. Les laves fortement fracturées contiennent 1 à 10 % de pyrrhotite, de pyrite et de graphite sous forme disséminée ou en remplissage de fracture (Gautier, 1986).

Localement, entre les amas volcaniques, se trouvent du tuf à cristaux, du tuf à lapillis, du tuf à blocs et du tuf lité de composition intermédiaire à felsique (Sharma et Lauzière, 1983; Gautier, 1986; Proulx et Rioux, 1992).

 

Épaisseur et distribution

L’épaisseur totale de la Formation d’Obatogamau est estimée à 3 à 4 km (Daigneault et Allard, 1990). Les roches volcaniques de l’Obatogamau constituent la base de l’empilement stratigraphique du secteur compris entre Desmaraiville et Chibougamau (feuillets 32G05 à 32G16, 32H13, 32J01 à 32J03), si l’on fait exception des endroits où se trouvent des roches significativement plus vieilles attribuées au Complexe gneissique d’Istotao (2831 ±5 Ma; Roffeis, 2019), à la Formation des Vents (2798,7 ±0,7 Ma; Davis et al., 2014) et à la Formation de Chrissie (2791,4 +3,7/-2,9 Ma; David et al., 2011).

Datation

Une roche volcanique felsique (tuf fin ou coulée massive), intercalée avec les basaltes à structure gloméroporphyrique, a été échantillonnée au sud du lac Presqu’Île, à quelques kilomètres sous le sommet stratigraphique de la Formation d’Obatogamau. L’analyse U-Pb sur quatre zircons a fourni des âges différents, mais concordants de 2726,2 ±1,6 Ma, de 2741,9 ±1,9 Ma, 2758,2 ±1,6 Ma et de 2791,8 ±1,8 Ma (Boucher et al., 2020). L’âge de 2726,2 ±1,6 Ma est contemporain à celui des roches les plus jeunes de la Formation de Waconichi (2729,9 à 2726,6 Ma; Mortensen, 1993; Legault, 2003; Leclerc et al., 2011; David et al., 2012; David, 2018); il se pourrait donc que les roches qui ont été échantillonnées puissent appartenir à cette formation. Les âges de 2758,2 ±1,6 Ma et 2791,8 ±1,6 Ma correspondent à ceux obtenus pour des échantillons recueillis dans les formations des Vents (Mortensen, 1993) et de Chrissie (David et al., 2012).

UnitéÉchantillonSystème isotopiqueMinéralÂge de cristallisation (Ma)(+)(-)Âge d’héritage (Ma)(+)(-)Référence(s)
nAob118UCB-0057BU-PbZircon2726,21,61,6

2741,9

2758,2

2791,8

1,5

1,6

1,9

1,5

1,6

1,9

Boucher et al., 2020

 

Relation(s) stratigraphique(s)

La nature du contact basal de la Formation d’Obatogamau correspond à des zones de cisaillement observées sur le terrain ou interprétées à l’aide des données aéromagnétiques. Ces zones de cisaillement marquent un hiatus de quelque 60 à 100 Ma entre les roches volcaniques mafiques de la Formation d’Obatogamau, qui sont en continuité stratigraphique avec les unités felsiques sus-jacentes de la Formation de Waconichi (2730 à 2726 Ma; Mortensen, 1993; Legault, 2003; Leclerc et al., 2011; David et al., 2012), et les unités beaucoup plus vieilles du Complexe gneissique d’Istotao (2831 ±5 Ma; Roffeis, 2019), de la Formation des Vents (2798,7 ±0,7 Ma; Davis et al., 2014) et de la Formation de Chrissie (2791,4 +3,7/-2,9 Ma; David et al., 2011) sous-jacentes. La structure gloméroporphyrique et la chimie des roches volcaniques mafiques de la Formation d’Obatogamau sont très semblables à celles des anorthosites de la Suite intrusive du Lac Doré (2728,3 +1,2/-1,1 Ma et 2727,0 ±1,3 Ma; Mortensen, 1993), ce qui semble indiquer une source similaire et une mise en place contemporaine (Daigneault et Allard, 1990). Selon Daigneault et Allard (1990), l’environnement de mise en place de la Formation d’Obatogamau correspondrait à une plaine de basalte sous-marine.

Paléontologie

Ne s’applique pas.

Références

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Autres publications

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Citation suggérée

Ministère des Ressources naturelles et des Forêts (MRNF). Formation d’Obatogamau. Lexique stratigraphique du Québec. https://gq.mines.gouv.qc.ca/lexique-stratigraphique/province-du-superieur/formation-obatogamau [cité le jour mois année].

Collaborateurs

Première publication

François Leclerc, géo., Ph. D. francois.leclerc@mern.gouv.qc.ca (rédaction)

Mehdi A. Guemache, géo., Ph. D. (coordination); Claude Dion, ing., M. Sc. (lecture critique); Simon Auclair, géo., M. Sc. (révision linguistique); Céline Dupuis, géo., Ph. D. (version anglaise); André Tremblay et Nathalie Bouchard (montage HTML). 

Révision(s)

Mélanie Beaudette, géo., M. Sc. melanie.beaudette@mern.gouv.qc.ca; Yannick Daoudene, géo., Ph. D. yannick.daoudene@mern.gouv.qc.ca; Céline Dupuis, géo., Ph. D. celine.dupuis@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). 

 
15 mars 2018