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

Première publication : 15 mars 2018
Dernière modification : 25 janvier 2022

 

 

Subdivision(s) informelle(s)
La numérotation ne reflète pas nécessairement la position stratigraphique.
 
nAob4 Amphibolite à grenat et clinopyroxène
nAob3 Amphibolite métabasaltique
nAob2 Roche volcanoclastique mafique à intermédiaire, dacite,mudrock graphiteux et pyriteux
nAob1 Basalte, basalte andésitique 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
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
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. 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).

 

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, l’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 les 20 % dans l’unité médiane, et descend au-dessous de 1 % dans l’unité supérieure qui est généralement aphyrique. Ces divisions n’ont pu cependant être généralisées à l’ensemble de la formation. Le sommet de la Formation d’Obatogamau comprend également quelques lentilles de rhyolite et de tuf rhyolitique pyriteux. 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).

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

Les basaltes et les basaltes andésitiques massifs, coussinés et bréchiques d’affinité tholéiitique de la Formation d’Obatogamau sont caractérisés par la présence commune de phénocristaux de plagioclase associés au développement d’une structure gloméroporphyrique. Les faciès massifs et coussinés sont les plus répandus. 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. Le faciès 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 fraîche 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. Les basaltes et les basaltes andésitiques sont localement transformés en amphibolites (grenat-hornblende-plagioclase) en périphérie des plutons, en raison du métamorphisme de contact. Les auréoles sont toutefois limitée à une largeur de quelques dizaines de mètres, qui atteint localement entre 500 et 1000 mètres (Tait et al., 1992, Morin, 1994).

Formation d’Obatogamau 2 (nAob2) : Roche volcanoclastique mafique à intermédiaire, 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 fraîche.

Formation d’Obatogamau 3 (nAob3) : Amphibolite métabasaltique

Les amphibolites métabasaltique (unité Aob3) sont situées à la bordure ouest du Pluton de Boisvert. Elles constituent l’équivalent métamorphisé des roches volcaniques mafiques massives, coussinées et bréchiques de l’unité nAob1 dans le Domaine transitionnel (Roy et al., 2005). Selon ces mêmes auteurs (p. 11): « Les textures et structures volcaniques observées sont les mêmes que dans les basaltes (nAob1). Elles sont généralement préservées, mais peuvent avoir été modifiées par le métamorphisme et la déformation sans être totalement oblitérées comme dans les amphibolites à grenat et à clinopyroxène. Par exemple, les bordures de coussins sont généralement étirées et riches en hornblende et grenat. Les amphibolites métabasaltiques peuvent être partiellement migmatitisées (< 5 % de mobilisat). Les amphibolites sont gris verdâtre à rougeâtre en surface altérée et gris foncé plus ou moins verdâtre en cassure fraîche. Elles ont une granulométrie moyenne à grossière et une structure foliée à rubanée localement. Elles sont composées de hornblende, de plagioclase, de grenat, d’épidote, de quartz, d’oxydes de fer et de titanite. Les grenats atteignent 2 cm de diamètre et représentent généralement moins de 5 % de la roche. Dans les zones où les grenats sont plus concentrés, des veinules de carbonates coupent les amphibolites ».

Formation d’Obatogamau 4 (nAob4) : Amphibolite è grenat et clinopyroxène

Les amphibolites à grenat et clinopyroxène apparaissent sous la forme d’enclaves dans le Pluton de Boisvert. Selon Roy et al. (2005, p. 13) : les amphibolites à grenat et clinopyroxène « ont une granulométrie fine à moyenne et une texture granoblastique. Les amphibolites sont foliées et rubanées avec une alternance de rubans vert foncé et de rubans gris verdâtre plus pâle. La hornblende, le grenat et le clinopyroxène se concentrent dans les rubans foncés tandis que le plagioclase occupe davantage les rubans pâles. Des horizons de grenatite (90% de grenat), résultant possiblement d’une altération hydrothermale métamorphisée, ont été notés localement. Des injections de tonalite le long des plans de rubanement sont fréquemment observées près des contacts avec les tonalites et les gneiss tonalitiques. Les principaux constituants des amphibolites sont la hornblende, le plagioclase, le grenat, le clinopyroxène, l’épidote et le quartz. La hornblende est souvent nématoblastique. Le grenat forme des porphyroblastes et poeciloblastes qui peuvent atteindre plus d’un centimètre dans les zones où il est abondant. Le plagioclase est fréquemment remplacé par de la scapolite. La pyrrhotite et la pyrite se trouvent souvent disséminées dans les amphibolites. Nos observations suggèrent que les amphibolites ont subi une fusion partielle qui se traduit par la présence de mobilisat mis en place parallèlement aux rubans dans les noeuds de boudins et autres zones d’extension. Les textures et les structures primaires dans ces amphibolites sont oblitérées par le rubanement et la migmatitisation, ce qui rend ces textures peu ou pas reconnaissables sur le terrain. Elles semblent présenter des équivalents des basaltes et des gabbros de la Formation d’Obatogamau [nAob1] qui ont été métamorphisés au faciès supérieur des amphibolites ou au faciès inférieur des granulites. D’ailleurs, la géochimie des basaltes et des amphibolites est semblable. »

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). Selon Daigneault et Allard (1990), son environnement de mise en place correspondrait à une plaine de basalte sous-marine.

Datation

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). 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 en-dessous du 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; 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 – 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 de 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 millions d’années 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.

Paléontologie

Ne s’applique pas.

Références

Publications accessibles dans SIGÉOM Examine

 

CHARBONNEAU, J. M., PICARD, C., DUPUIS-HEBERT, L., 1991. SYNTHESE GEOLOGIQUE DE LA REGION DE CHAPAIS-BRANSSAT (ABITIBI). MRN; MM 88-01, 202 pages, 13 plans.

CIMON, J., 1977. QUART SUD-EST DU CANTON DE QUEYLUS (COMTE D’ABITIBI-EST) – RAPPORT PRELIMINAIRE. MRN; DPV 448, 36 pages, 1 plan.

DAIGNEAULT, R., ALLARD, G. O., 1990. LE COMPLEXE DU LAC DORE ET SON ENVIRONNEMENT GEOLOGIQUE – REGION DE CHIBOUGAMAU – SOUS-PROVINCE DE L’ABITIBI. IREM-MERI; MM 89-03, 290 pages.

DAVID, J., 2018. Datation U-Pb dans la Province du Supérieur effectuées au GEOTOP en 2015-2016. MERN, GEOTOP; MB 2018-16, 24 pages.

DAVID, J., MCNICOLL, V., SIMARD, M., BANDYAYERA, D., HAMMOUCHE, H., GOUTIER, J., PILOTE, P., RHEAUME, P., LECLERC, F., DION, C., 2011. Datations U-Pb effectuées dans les provinces du Supérieur et de Churchill en 2009-2010. MRNF; RP 2011-02, 37 pages.

DAVID, J., SIMARD, M., BANDYAYERA, D., GOUTIER, J., HAMMOUCHE, H., PILOTE, P., LECLERC, F., DION, C., 2012. Datations U-Pb effectuées dans les provinces du Supérieur et de Churchill en 2010-2011. MRNF; RP 2012-01, 33 pages.

DAVIS, D.W., SIMARD, M., HAMMOUCHE, H., BANDYAYERA, D., GOUTIER, J., PILOTE, P., LECLERC, F., DION, C., 2014. Datations U-Pb effectuées dans les provinces du Supérieur et de Churchill en 2011-2012. MERN, GEOCHRONOLOGICAL LABORATORY; RP 2014-05, 62 pages.

ROFFEIS, C., 2015. Rapport du contrat de géochronologie MERN (2014-2015). GEOTOP; MB 2019-06, 17 pages.

ROY, P., TURCOTTE, S., CADERON, S., HOULE, P., SHARMA, K. N. M., 2005. GEOLOGIE DE LA REGION DU LAC CHARRON (32G/08 ET 32G/09). MRNF; RG 2005-02, 35 pages, 3 plans.

TAIT, L., 1992. GEOLOGIE DE LA REGION DU LAC A L’EAU JAUNE (TERRITOIRE-DU-NOUVEAU-QUEBEC). MRN; MB 91-29, 86 pages.

 

Autres publications

 

 

BOUCHER, A., MATHIEU, L., HAMILTON, M.A.,  BEDEAUX, P., DAIGNEAULT, R.2020. Petrogenesis and economic potential of the Obatogamau Formation, Chibougamau area, Abitibi greenstone belt. Canadian Journal of Earth Sciences; volume 58, pages 519-541. https://doi.org/10.1139/cjes-2020-0032

 

LECLERC, F., BÉDARD, J.H., HARRIS, L.B., GOULET, N., HOULE, P., ROY, P. 2008. Nouvelles subdivisions de la Formation de Gilman, Groupe de Roy, région de Chibougamau, Sous-province de l’Abitibi, Québec : résultats préliminaires. Commission géologique du Canada; Recherches en cours 2008-7, 20 pages.  https://doi.org/10.4095/226211

LECLERC, F., BÉDARD, J.H., HARRIS, L.B., MCNICOLL, V., GOULET, N., ROY, P., HOULE, P. 2011. Tholeiitic to calc-alkaline cyclic volcanism in the Roy Group, Chibougamau area, Abitibi Greenstone Belt – Revised stratigraphy and implications for VHMS exploration. Canadian Journal of Earth Sciences; volume 48, pages 661-694. https://doi.org/10.1139/E10-088

LEGAULT, M.2003. Environnement métallogénique du couloir de Fancamp avec emphase sur les gisements aurifères de Chevrier, région de Chibougamau, Québec. Université du Québec à Chiboutimi; thèse de doctorat, 488 pages. https://constellation.uqac.ca/811

LUDDEN, J.N., FRANCIS, D.M., ALLARD, G.O. 1984. The geochemistry and evolution of the volcanic rocks of the Chibougamau region of the Abitibi metavolcanic belt. In: Chibougamau : stratigraphy and mineralization (Guha, J. and Chown, E.H., editors). Canadian Institute of Mining and Metallurgy; volume 34, pages 20-34.

MORTENSEN, J.K. 1993. U-Pb geochronology of the eastern Abitibi subprovince. Part 1 : Chibougamau – Matagami – Joutel region. Canadian Journal of Earth Sciences; volume 30, pages 11-28. https://doi.org/10.1139/e93-002

 

 

 

Citation suggérée

 

Ministère de l’Énergie et des Ressources naturelles (MERN). 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). 

 
15 mars 2018