Historique

Description

Groupe de Mine Hunter 3 (nAhm3) : Dacite, rhyolite, tuf felsique; localement roche volcanique intermédiaire

La dacite et la rhyolite constituent la plus grande partie des roches éruptives du Groupe de Mine Hunter (Gagnon, 1981a-b; Verpaelst et Hocq, 1987, 1991). Les roches rhyolitiques sont composées de plusieurs coulées qui se distinguent par leur minéralogie et par leur structure : elles sont aphanitiques, blanches à grises en surface altérée, occasionnellement tachetées de vert (chlorite) et à cassure conchoïdale. La rhyolite contient généralement des phénocristaux de quartz, de plagioclase, ou les deux par endroits, la dimension et la proportion de ceux-ci étant très variables (0,5 à 5 mm). Elle peut être sous forme de coulées, de dômes massifs, de lentilles de dimensions métriques à décamétriques, ou encore de dépôts fragmentaires. La phase fragmentaire peut être d’origine hydroclastique ou franchement pyroclastique; elle est omniprésente. La rhyolite massive présente localement des joints columnaires bien développés et du débit prismatique.

En lame mince, la rhyolite est constituée d’une mésostase microcristalline à cryptocristalline de quartz (50 à 60 %), d’albite (10 à 25 %), de chlorite (10 à 20 %), de séricite (5 à 10 %), d’épidote (5 %) et de leucoxène (traces) avec des phénocristaux (0,2 à 2 mm de longueur) de quartz et d’albite (Gagnon, 1981a-b; Verpaelst et Hocq, 1991). Les phénocristaux de quartz sont généralement hypidiomorphes, localement bipyramidaux, corrodés et à extinction ondulante. Les phénocristaux d’albite et d’orthose sont généralement maclés et plus ou moins altérés en séricite, épidote ou calcite. La chlorite provient occasionnellement de l’altération de la biotite. Les minéraux accessoires sont représentés par des minéraux opaques (hématite, pyrite), présents en plusieurs endroits, ainsi que par du zircon, de la tourmaline, du rutile et du sphène en traces. La rhyolite massive contient par endroits des amygdales remplies de quartz, de chlorite, d’épidote ou de calcite, ainsi que des sphérolites (Verpaelst et Hocq, 1991). La rhyolite fragmentaire contient généralement des fragments de roches felsiques et des cristaux brisés ainsi que des échardes de verre dévitrifié. Les caractéristiques de la rhyolite massive s’appliquent également aux fragments felsiques de la rhyolite fragmentaire (Gagnon, 1981a-b).

Il est difficile de distinguer les coulées, car la détermination des bases et des sommets est complexe dans la rhyolite (Verpaelst et Hocq, 1991). Seules les structures syngénétiques comme le granoclassement, les stratifications et les figures de charge permettent de définir des polarités dans les dépôts pyroclastiques (brèche, lapillistone et tuf). Les phases massives et clastiques sont étroitement associées, de sorte que des lentilles métriques de rhyolite massive baignent dans des dépôts clastiques polygéniques à grain grossier d’origine pyroclastique probable. Une autobréchification des lentilles à leur bordure est également observée.

Selon Gagnon (1981a-b), la rhyolite fragmentaire inclut les roches autoclastiques (brèches) et les roches pyroclastiques (tufs). Les brèches de déformation et d’écoulement sont généralement associées à la rhyolite massive. Les fragments, anguleux ou étirés, baignent dans une matrice aphanitique un peu plus chloriteuse. Les roches pyroclastiques sont abondantes et d’un grand intérêt pour la recherche de minéralisation. Elles comprennent du tuf fin et du tuf à lapillis. Ces tufs sont généralement grisâtres, mais la couleur est très variable, car celle-ci dépend des proportions de matrice et de fragments. Ils peuvent être bien lités, ce qui permet de détecter des critères de polarité, indiquant des sommets vers le sud. Les fragments sont généralement rhyolitiques et en relief positif par rapport à la matrice moins rhyolitique. Leur dimension est très variable, de quelques millimètres à 30 cm, exceptionnellement 50 cm. Sur le plan de la minéralogie, la rhyolite fragmentaire s’apparente à la rhyolite massive, quoique les minéraux micacés (muscovite et séricite) y soient présents en proportions plus élevées. On observe également une altération plus avancée qui se traduit par une forte proportion de chlorite et de carbonates, ce qui rend la rhyolite fragmentaire plus poreuse que la rhyolite massive. La circulation des fluides hydrothermaux y a donc été facilitée, ce qui peut expliquer la minéralisation disséminée (pyrite principalement) associée aux roches pyroclastiques.

 Dans la portion de l’unité située au sud du Batholite de Poularies, la roche est affectée par la Zone de cisaillement de Lyndhurst (feuillets 32D10-200-0101 et 32D11-200-0102). La rhyolite devient très cisaillée et ses structures originelles ont probablement été oblitérées (Gagnon, 1981a-b; Verpaelst et Hocq, 1987, 1991). Les principales minéralisations du Groupe de Mine Hunter sont localisées dans la Zone de cisaillement de Lyndhurst, dont l’ancienne mine Lyndhurst. Ces minéralisations en sulfures massifs et disséminés se trouvent dans des roches felsiques schisteuses, cisaillées, carbonatées et coupées par de nombreuses veines de quartz.

De la dacite et de la rhyodacite ont été observées localement (Gagnon, 1981a-b; Verpaelst et Hocq, 1987, 1991). La roche est de couleur un peu plus sombre en surface altérée, généralement aphyrique ou contenant de fines lattes de plagioclase (Verpaelst et Hocq, 1987, 1991). Ces roches forment des coulées massives dont certaines sont recouvertes par des brèches de coulée (Verpaelst et Hocq, 1987).

Quelques niveaux de roche volcanique intermédiaire et mafique s’intercalent à l’intérieur du complexe rhyolitique, mais elles n’ont que quelques mètres d’épaisseur (Gagnon, 1981a). Ces roches sont beaucoup moins dures et plus foncées; elles sont généralement vertes en raison de la forte proportion de chlorite et d’autres minéraux ferromagnésiens. La séquence normale d’une coulée massive passant à une brèche de coulée est assez commune, les laves coussinées étant très rares. Quelques unités pyroclastiques intermédiaires sont également observées au nord de l’ancienne mine Hunter (feuillet 32D11-200-0102). La minéralogie des roches intermédiaires se résume à une forte proportion de chlorite, à des proportions variables de quartz, de plagioclase, de mica et de carbonates, ainsi qu’à des traces de zircon et de minéraux opaques. Ces roches contiennent, dans certains cas, des phénocristaux de feldspath dont la dimension moyenne est de 1 mm.

Groupe de Mine Hunter 4 (nAhm4) : Tuf felsique et intermédiaire; localement roche volcanique intermédiaire et niveaux de formation de fer indifférenciée

L’unité nAhm4 est limitée à la bordure SW du Groupe de Mine Hunter (feuillet 32D11-200-0101). Selon Eakins (1972a), bien que la présence de roche sédimentaire bien stratifiée, probablement tufacée, n’ait pas été observée, quelques observations de terrain et des études pétrographiques indiquent que du tuf mal stratifié est peut-être présent, même en abondance, dans certains secteurs. Une roche classifiée comme étant du tuf présente une structure qui semble être un litage primaire, indice d’une origine pyroclastique. Sur la carte de compilation du secteur (feuillet 32D11-200-0101), Goutier (2000) définit un ensemble de roches dominé par des roches pyroclastiques felsiques et intermédiaires contenant localement des niveaux de formation de fer. La roche pyroclastique felsique est de composition rhyolitique à dacitique et comprend du tuf à blocs, à lapillis et à cendres ainsi que du lapillistone. Elle est principalement jaunâtre en cassure fraiche et blanchâtre en surface altérée, polygénique ou monogénique, localement schisteuse et composée essentiellement de quartz et de mica blanc (séricite) avec du plagioclase, des grains fins de magnétite et de chlorite et du carbonate (ankérite) en moindre proportion (Eakins, 1972a, Goutier, 2000). Ce tuf felsique pourrait correspondre à celui observé au sein de l’unité nAhm3 adjacente (Eakins, 1972a). Le tuf intermédiaire, à lapillis et à cendres, est verdâtre en cassure fraiche, verdâtre à brunâtre en surface altérée et polygénique (Goutier, 2000).

De la roche volcanique intermédiaire (andésite), vert pâle en cassure fraiche et brun clair en surface altérée, est observée localement sous forme de coulée massive.

De minces couches (jusqu’à 15 cm) de formation ferrifère noire cherteuse apparaissent comme des interstratifications par endroits (Eakins, 1972). La roche est à grain très fin, plutôt uniforme et fortement magnétique.

Groupe de Mine Hunter 5 (nAhm5) : Formation de fer à carbonates

L’unité nAhm5 ne forme qu’une seule mince bande (850 m de longueur sur <40 m de largeur) qui apparaît sur la carte de compilation de Goutier et Beausoleil (2000) (feuillet 32D11-200-0102). Les affleurements de géofiche 1994-JG-1454, 1994-JG-5217 et 1994-JG-5200 localisés dans cette bande indiquent la présence de formation de fer à carbonates, localement à sulfures (pyrite), plissée et associée à du chert.

Groupe de Mine Hunter 6 (nAhm6) : Schiste et gneiss à hornblende

L’unité nAhm6 consiste principalement en schiste à hornblende d’origine sédimentaire, dérivé de grauwacke (Gilman, 1961, 1977). Elle est en plusieurs endroits identique au schiste à hornblende d’origine volcanique (unité nAhm1). Dans le secteur de l’ancienne mine Duvan, à l’est du Batholite du Lac Abitibi-Okikodesik (feuillet 32D14), les roches de ces deux unités sont interstratifiées de façon complexe et forment un assemblage métamorphique en plis serrés qui se trouve dans le faciès à amphibolites à albite-épidote (Gilman, 1977). Dans les roches de l’unité nAhm6, les lattes de hornblende bleu-noir contrastent avec la mésostase riche en quartz. La structure est caractérisée par un groupement prononcé de ces minéraux en bandes ondulantes, concordantes et fines, imprégnées d’épidote. Des grumeaux épars et des lentilles ovoïdes de quartz et d’épidote provoquent un gonflement et un fléchissement des bandes plus pâles. Par contre, l’aspect de cette roche est légèrement différent de celui du schiste d’origine volcanique : la structure perpendiculaire à la schistosité est plus irrégulière à cause des boudins de quartz et des agrégats de minéraux de dimensions variables, le quartz est plus abondant, les grains d’amphibole sont généralement plus petits et moins abondants, et l’épidote est disséminée dans la matrice, quoique moins abondante. 

La hornblende vert foncé pléochroïque est le minéral le plus abondant du grauwacke métamorphisé typique. Des agrégats clairs de quartz allotriomorphe se trouvent entre les grains de hornblende et les deux minéraux contiennent de petites inclusions d’épidote. Cet assemblage forme des bandes individuelles qui confèrent une linéation à la roche. De petits grains allotriomorphes de feldspath saussuritisé sont dispersés parmi les agrégats de quartz. De l’albite allotriomorphe tachetée d’inclusions est distribuée irrégulièrement dans cette structure. Des masses ovoïdes et des amas de quartz allotriomorphe non déformé contenant plusieurs inclusions sont disséminées dans la roche. Quelques lentilles sont composées d’oligoclase maclé, allotriomorphe et recristallisé. La forme de l’oligoclase est apparemment contrôlée par les bordures des amphiboles adjacentes. La chlorite, en grosses paillettes, est habituellement associée à l’oligoclase et à la hornblende. Le pourcentage de chlorite est très variable, mais est partout subordonné à l’amphibole. Les minéraux opaques (magnétite en traînée, pyrite, hématite, limonite) et les amas de leucoxène sont abondants et dispersés dans la roche.

Le grauwacke se transforme en gneiss avec l’augmentation du métamorphisme. Des bandes vert pâle à vert foncé de hornblende pléochroïque et de biotite verte en proportion subordonnée alternent avec des bandes grises de quartz et de feldspath allotriomorphes à structure granulitique. La surface altérée montre des taches noir brunâtre. Celle-ci est rugueuse à cause de la protubérance du grenat ambré à rose et œillé. Ce dernier est parsemé dans la roche et contient de nombreuses inclusions. Les yeux de grenat sont communément associés à des yeux d’agrégats de quartz non déformé. Quelques gros cristaux de quartz occupent les espaces produits par la déformation; ils sont entourés d’une mosaïque fracturée de cristaux. Le feldspath est complètement séricitisé et aucune macle n’est visible. Les paillettes de chlorite, de biotite verte et de muscovite sont abondantes dans les bandes riches en feldspath. L’épidote est un minéral accessoire de la roche, tandis que des masses de saussurite et de minuscules aiguilles d’apatite sont disséminées dans la matrice.

Le grauwacke métamorphisé passe imperceptiblement à des roches métasédimentaires tufacées dont la matrice contient des proportions variables de tuf. La roche devient graduellement mieux litée à mesure que la proportion de tuf augmente. Le litage est formé de bandes bien concordantes contenant divers minéraux de couleurs différentes. La surface fraiche du métatuf est caractérisée par une alternance de bandes vertes et blanches de <1 mm. Près de l’ancienne mine de cuivre Duvan (Duvan Copper Co. Limited), où les affleurements sont frais, le métamorphisme a accentué le litage de la roche. La structure microscopique du métatuf est caractérisée par des amphiboles pléochroïques et hypidiomorphes d’orientation parallèle. L’épidote et une proportion moindre de chlorite forment de minces filonnets séparés par des agrégats granulaires et allotriomorphes de minéraux felsiques, surtout du quartz et un peu de feldspath. Les bandes, les lentilles et les ségrégations contenant divers feldspaths sont des indices d’une origine tufacée. Des granules de sphène sont dispersées dans la matrice et de minuscules bâtonnets d’apatite sont orientés de façon aléatoire dans les minéraux quartzofeldspathiques. Une mince pellicule de leucoxène recouvre l’épidote. Les yeux de quartz granulaire ou d’épidote sont les cristaux les plus grossiers. Dans deux sondages situés ≤1 km au NW de l’ancienne mine Duvan, Roger (1993) décrit également du tuf à cendres et du tuf à lapillis, grisâtres, lités, fortement amphibolitisés, localement épidotisés et hématitisés et contenant du grenat par endroits.

Groupe de Mine Hunter 6a (nAhm6a) : Schiste à biotite-séricite-paragonite

L’unité nAhm6a se distingue par la présence de micaschiste quartzeux (Gilman, 1977). Bien qu’elle soit partiellement recristallisée et plus ou moins impure, la roche est facilement identifiable grâce à sa surface altérée gris rosâtre typique. La roche a une granulométrie variable et une structure clastique. La biotite et la hornblende sont dispersées dans une matrice gris pâle composée de quartz, principalement, et de feldspath. Les grains de quartz clair montrent une extinction ondulante et des bordures recristallisées contrastantes. Les yeux de quartz granulaire et frais sont abondants et constituent les plus gros cristaux de la roche. Des lattes de feldspath allotriomorphe, principalement de l’albite, sont parsemées dans la séricite, en proportion inférieure au quartz. La matrice renferme une proportion importante d’épidote hypidiomorphe de dimensions variables, de la hornblende pléochroïque et uniforme ainsi que de la chlorite interstitielle.

Dans les roches sédimentaires plus pures, l’amphibole est absente et la muscovite et la biotite sont les principaux minéraux constituants. La chlorite, la biotite et la muscovite forment habituellement des amas. La granulométrie des roches migmatitisées est très variable. La matrice consiste en petits grains de quartz avec des bordures recristallisées et en feldspath tacheté de séricite. L’oligoclase frais (An₁₃) envahit la matrice; il est hypidiomorphe et habituellement plus gros que les grains adjacents. Le quartz frais et granulaire repose le long de plans préférentiels. Les grains frais d’oligoclase maclé et de quartz sont habituellement si abondants qu’ils laissent croire à une pénétration aléatoire. L’aspect frais de l’oligoclase envahissant contraste avec des grains obscurcis, séricitisés et plus anciens. Seule une mince auréole de matériel recristallisé de teinte plus claire est présente sur les bordures des grains plus anciens, d’ordinaire au contact des feldspaths nouvellement formés. Des paillettes de muscovite et de biotite, en proportion à peu près égales, sont abondantes dans les roches injectées. L’épidote et la muscovite comptent parmi les gros cristaux de la matrice et montrent des bordures découpées et engrenées. La biotite brun-vert présente des amas d’impuretés de matériel opaque le long de ses bordures et des grains irréguliers de magnétite lui sont intimement associés.

Épaisseur et distribution

Le Groupe de Mine Hunter est situé dans la partie SW de la Sous-province de l’Abitibi, près de la frontière avec l’Ontario (feuillets 32D10, 32D11, 32D13 et 32D14). Il entoure les batholites de Poularies et de Colombourg, et les plutons de Palmarolle et de Dupuy, et présente une forme irrégulière qui ressemble à un cœur couché vers l’ouest. L’extrémité orientale de l’unité se pince vers l’ESE, alors que son côté occidental forme deux « lobes » vers l’ouest et le NW, respectivement. La moitié « sud » de l’unité s’étend sur ~70 km selon un axe WNW-ESE, et la moitié « nord » sur près de 90 km selon un axe NW-SE. L’unité a une épaisseur maximale de 30 km, incluant les massifs intrusifs de Poularies, de Palmarolle et de Colombourg en son cœur. Les unités informelles nAhm1 à nAhm3 forment la majorité du Groupe de Mine Hunter.

Datation

La datation U-Pb d’un dyke de porphyre à quartz-feldspath (QFP) massif qui coupe l’unité de rhyolite du Groupe de Mine Hunter (nAhm3) a donné un âge de cristallisation de 2730 ±1 Ma (Mortensen, 1993). Ce dyke est considéré comme un conduit nourricier aux coulées felsiques et pourrait donc représenter l’âge du volcanisme felsique.

Relations stratigraphiques

Le Groupe de Mine Hunter est bordé au sud par la Formation de Deguisier (2718-2719 Ma), du Groupe de Kinojévis, à l’ouest par le Groupe de Stoughton-Roquemaure, au NE par le Groupe de Figuery et au nord par le Groupe de Chicobi. Il est coupé par les batholites de Poularies et de Colombourg, et les plutons de Palmarolle, de Dupuy et de la Rivière Calamité. Le Groupe de Mine Hunter est principalement composé d’unités rhyolitiques et andésitiques d’affinité calcoalcaline (Verpaelst et Hocq, 1991) et ces roches sont similaires aux unités volcanoclastiques calcoalcalines du Groupe de Figuery (Doucet et Dion, 1998). Une composante à mouvement dextre, essentiellement horizontale, le long de la Faille de Macamic, a transposé les roches du Groupe de Figuery sur les roches du Groupe de Mine Hunter à l’ouest. Ces deux groupes pourraient donc représenter deux centres volcaniques felsiques distincts, mais contemporains de part et d’autre de la Faille de Macamic. Selon Verpaelst et Hocq (1991), les roches calcoalcalines du Groupe de Mine Hunter et les tholéiites du Groupe de Kinojévis ont des origines distinctes ou ont évolué de façon différente.

Le Groupe de Mine Hunter appartient à la Zone volcanique Nord de la Sous-province de l’Abitibi (Chown et al., 1992). Il est décrit comme un arc volcanique océanique complexe, d’affinité calco-alcaline et à dominance de roches felsiques, interprété comme étant une caldeira subaquatique (Mueller et al., 2008, 2009). Selon Dimroth et al. (1982; Lacroix, 1995), le Groupe de Mine Hunter représenterait le premier cycle volcanique et serait surmonté par le second cycle volcanique formé des Groupes de Stoughton-Roquemaure, de Kinojevis et de Blake River, lesquels se présenteraient, au sud du lac Abitibi, comme une séquence homoclinale à polarité sud. Par contre, Hocq (1990; Lacroix, 1995) indique un contact faillé entre les groupes de Mine Hunter et de Stoughton-Roquemaure.

Paléontologie

Ne s’applique pas.

Références

Publications accessibles dans SIGÉOM Examine

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