Historique

Description

Des niveaux de formation de fer à magnétite-hématite de <50 cm sont observés en bordure sud et SW de la propriété Colonie, à 6 km au SWE de la mine Canadian Malartic (feuillet 32D01-200-0102; Fallara et al., 2000). Ces niveaux forment des bandes magnétiques très amphibolitisées et grenatifères. Rive (1974) cartographie également un faciès riche en magnétite dans la région de Winneway (feuillet 31M07-200-0102).

L’unité nApo4 est constituée de roches volcaniques mafiques à ultramafiques (filons-couches) interstratifiées avec les roches métasédimentaires du Groupe de Pontiac (nApo1; Van de Walle, 1971, 1978; Lestra, 1972; Rive, 1975; Camiré et al., 1993c; Richer-Laflèche et al., 2020). Van de Walle (1971, 1978) avait introduit la « Formation d’Opasatica » pour décrire des bandes de roches de composition mafique à ultramafique entourant les lacs Opasatica et Evain (feuillet 32D03 sud). Malgré l’effet du métamorphisme (faciès des schistes verts et des amphibolites), certaines structures sont encore reconnaissables sur les affleurements et permettent de conclure qu’elles sont d’origine extrusive (Van de Walle, 1978). Parmi celles-ci, on note des structures de trempe caractérisées par le développement de larges cristaux squelettiques d’olivine et de pyroxène imbriqués de manière complexe qui, suite à l’altération météorique, exhibent des structures hachurées se rapprochant de structures à spinifex (Rive, 1975) et, localement, des structures polygonales de craquelures (pseudocoussins) (Lestra, 1972) et d’autres ressemblant à des brèches ou des agglomérats.

L’aspect macroscopique des roches ultramafiques est très varié dû aux effets du métamorphisme et du métasomatisme ainsi qu’à des variations de composition chimique des laves (Van de Walle, 1971, 1978). Quatre termes lithologiques représentent ces roches : serpentinite, talcschiste, trémolitite et amphibolite à actinote. L’ordre de ces termes correspond en gros à des teneurs décroissantes en MgO, c.-à-d. à des roches de moins en moins ultramafiques. Cependant, sur le terrain, le passage de l’une à l’autre de ces lithologies est graduel, ce qui rend difficile une cartographie basée sur des limites lithologiques trop précises. Tous ces types de lithologie sont le résultat d’un métamorphisme rétrograde sur des roches mafiques à ultramafiques.

La serpentinite pure est relativement peu commune (Van de Walle, 1971, 1978; Lestra, 1972). La roche est typiquement vert sombre et montre localement un liséré vert pomme sur les cassures. Elle est massive, cryptocristalline et résiliente. Par endroits, des minéraux asbestiformes (autre que le chrysotile) tapissent les fractures sinueuses. La magnétite est en général finement dispersée, mais est localement concentrée en veinules de 2 à 5 mm d’épaisseur. La roche semble sensible à la carbonatation ainsi qu’à la stéatitisation (hydratation et carbonatation) et passe graduellement au talcschiste. En lame mince, la serpentinite est constituée à près de 90 % d’antigorite (Lestra, 1972; Van de Walle, 1978). Une variété de chlorite aux propriétés optiques caractéristiques y est communément associée. Le talc et le carbonate sont quasi omniprésents. De la magnétite très fine se concentre en traînées sinueuses et semble suggérer localement des contours d’olivine préexistante. La composition de cette roche correspond à une péridotite pauvre en fer.

Le talcschiste est commun et résulte d’une altération secondaire (stéatitisation) (Van de Walle, 1971, 1978). Des zones ou poches constituées presqu’exclusivement de talc ont été observées à quelques endroits. Bien que le talcschiste en contienne rarement >20 %, le talc confère à la roche ses propriétés les plus typiques. De teinte gris-vert relativement claire (localement blanchâtre), celui-ci est très tendre, hétérogène et montre une cassure irrégulière et écailleuse (Van de Walle, 1971, 1978; Lestra, 1972). Les structures polygonales sont bien représentées dans ces roches, mais une schistosité secondaire leur donne communément une apparence écailleuse. Les autres minéraux sont les carbonates (calcite et dolomie), l’antigorite et la chlorite. Cette dernière se présente en nodules aplatis ou en écailles qui résistent généralement mieux à l’érosion. Les carbonates peuvent constituer jusqu’à 20 % de la roche et sont disséminés dans la masse ou recristallisés sous forme de cristaux rhombiques (communément en cavités) rose brunâtre. De la trémolite vert pâle en aiguilles flexueuses est présente localement. Avec l’augmentation de la proportion de trémolite, la roche passe graduellement à une trémolitite. Un minéral du groupe de la clintonite (seybertite?) est très commun dans ce type de roche ultramafique. Macroscopiquement, il se confond avec la chlorite et la biotite. Sa teinte verdâtre perlé laisse voir par endroits des reflets cuivrés semblables à ceux de la phlogopite. La clintonite cristallise en plaquettes groupées ou alignées, ce qui permet à la roche de s’écailler facilement. La magnétite est le minéral accessoire le plus commun. Elle se présente en cristaux idiomorphes octaédriques (jusqu’à 0,5 cm) dans les roches fortement stéatitisées riches en talc. De la pyrite en cubes bien développés (jusqu’à 1 cm) peut être abondante dans certains talcschistes carbonatés. Elle est généralement magnétique à cause de la présence d’inclusions microscopiques de magnétite. Une foliation prononcée est typique près des contacts entre les roches ultramafiques (principalement le talcschiste incompétent) et les roches métasédimentaires (Van de Wallle, 1978). Par ailleurs, le talcschiste se développe le mieux dans les zones fortement plissées. La teneur en MgO oscille entre 25 et 30 %.

La trémolitite comprend les assemblages minéralogiques les plus couramment observés dans l’unité nApo4 (Van de Walle, 1978). Les phases monominéraliques avec une proportion de trémolite de >90 % sont très communes. La roche est généralement claire à vert olivâtre, bien que les variétés riches en chlorite peuvent être assez sombres. Contrairement au talcschiste, la trémolitite est généralement dense, massive et résistante. Quelques structures de trempe (« chicken tracks », spinifex) ont été observées. La trémolite est vert pâle à gris blanchâtre en échantillon mégascopique, mais elle est généralement incolore en lame mince. La chlorite et la clintonite sont les autres minéraux les plus couramment rencontrés. La clintonite est communément recristallisée en grandes paillettes (0,5 cm) cassantes, mais résistantes à l’érosion. La magnétite n’est pas abondante et n’est visible qu’en lame mince. La pyrrhotite, localement nickélifère, est finement disséminée. La teneur en MgO de la trémolitite est de ~20 %.

L’amphibolite ferrifère se différencie de la roche trémolitique par sa couleur vert sombre à noire et par sa texture plus grossière (Van de Walle, 1978). Les analyses lithogéochimiques révèlent que la distinction faite sur le terrain est justifiée par le caractère nettement plus basaltique de cette roche. La teneur en MgO oscille autour de 15 %, ce qui indique qu’elle est dérivée de basalte magnésien. Cette amphibolite est à peu près monominéralique (amphibole). En lame mince, les amphiboles sont en général fortement colorées et consistent probablement en actinote plus ou moins ferrifère. Cependant, des caractéristiques optiques variées (pléochroïsme, angle d’extinction, biréfringence) indiquent l’existence de plusieurs variétés d’amphibole. Celles-ci forment soit un fin feutrage communément en gerbes ployées, soit de gros éléments porphyroblastiques. On observe ici et là de petites plages felsiques probablement plagioclasiques. La magnétite n’a pas été clairement décelée, mais des sulfures disséminés (pyrrhotite et chalcopyrite) sont généralement visibles. Les autres minéraux accessoires sont la biotite et la clinozoïsite. L’amphibolite montre une tendance marquée de recristallisation en roche à grain grossier, voire pegmatoïde.

Du basalte relativement frais est observé à ~6 km au sud de la ville de Malartic, au pourtour d’une intrusion felsique porphyroïde de forme sigmoïde (Fallara et al., 2000). Ce dernier est localement coussiné et bréchifié, mais les structures primaires (pédoncules) sont fortement étirées par la déformation tectonique oblitérant les relations stratigraphiques avec les komatiites et les roches sédimentaires encaissantes. Le basalte frais est généralement nématoblastique ou lépidoblastique et plus rarement porphyroblastique. La biotite en amas, l’actinote, le plagioclase (séricitisé) et les carbonates constituent les principaux minéraux, alors que les minéraux accessoires sont l’apatite, le sphène, le zircon et les minéraux opaques. Les roches volcaniques mafiques sont d’affinité tholéiitique.

De l’amphibolite d’apparence litée a été observée par endroits. Il s’agit vraisemblablement de niveaux de tuf associés au même volcanisme, mais situés à des distances variables des centres éruptifs. La présence de minces niveaux (2 à 15 cm d’épaisseur sur plusieurs dizaines de mètres) de métatuf de composition mafique est également notée dans les régions de Val-d’Or et de Malartic (feuillets 32C04 sud et 32D01); ces derniers constituent <1 % des lithologies et sont non différenciés en carte (Desrochers et al., 1991a, b; Desrochers et al., 1996; Pilote et al., 2000). Ce métatuf se distingue des lithologies sédimentaires de l’unité nApo1 par sa couleur verdâtre et son aspect poreux. Le tuf est composé d’une matrice de quartz recristallisé et de chlorite contenant <10 % de plagioclase, dans laquelle baignent localement jusqu’à 5 % de fragments de roches volcaniques intermédiaires à felsiques dont la taille varie entre 0,3 et 2,5 cm (Desrochers et al., 1996).

Dans les encaissants métasédimentaires au contact avec les nappes ultramafiques, un enrichissement en sulfures est communément noté (Van de Walle, 1971, 1978). Des bandes stratiformes de 0,3 à 4,5 m contenant 10 à 30 % de pyrrhotite s’alignent selon une orientation parallèle aux niveaux ultramafiques. Des bancs minces (10 à 40 cm) de roche quartzitique ou cherteuse blanche sont associés à du schiste graphiteux dans ces bandes stratiformes. La pyrrhotite est irrégulièrement nickélifère, tandis que la chalcopyrite (~0,4 % Cu) et la sphalérite sont présentes localement. Bien que généralement faibles (0,1 à 0,2 % Ni), les teneurs en nickel dans la pyrite sont localement appréciables (0,5 à 1,0 % Ni) (Van de Walle, 1978). D’après des études réalisées en Australie (Groves et al., 1976) et au Québec (Imreh, 1972, 1975), les concentrations nickélifères sont associées aux coulées les plus magnésiennes et les plus pauvres en CaO, Al₂O₃ et TiO₂, mais pas nécessairement dunitiques. Ces coulées sont normalement situées à la base des empilements volcaniques à caractère ultramafique. Si tel est le cas, la prospection pour le nickel devrait d’abord se concentrer près des formations ultramafiques les plus magnésiennes (serpentinites) déjà connues (Van de Walle, 1978).

Les roches métavolcaniques de l’unité nApo4 ont une composition chimique intermédiaire entre le basalte et la péridotite et pourraient correspondre à une suite komatiitique (Van de Walle, 1978; Richer-Laflèche et al., 2020). La serpentinite et le talcschiste représenteraient des komatiites péridotitiques; la trémolitite et l’amphibolite représenteraient des komatiites basaltiques. Les roches ultramafiques, principalement la serpentinite et le talcschiste, sont magnétiques par endroits. De minces niveaux d’une épaisseur variant de 10 à 300 m de roche volcanique interstratifiés dans les roches sédimentaires du Groupe de Pontiac, dans le canton de Fournière, à ~4 km au sud et SW de la ville de Malartic (feuillet 32D01-200-0102), sont constitués de komatiite et de basalte (Fallara et al., 2000). En affleurement, la komatiite présente une patine vert foncé bleuté et des structures primaires telles que des coussins ou des spinifex orientés de façon aléatoire. La roche est de granulométrie très fine à fine et essentiellement composée d’actinote et de trémolite. En lame mince, elle est foliée et constituée principalement de biotite décolorée vert kaki pâle, de mica blanc, d’amphibole blanche et de carbonate disséminé dans la roche en cristaux individuels allongés parallèlement à la foliation ou en amas et en veinules de quelques millimètres de longueur et d’épaisseur, lui conférant un aspect « fibreux ». Quelques textures de spinifex (5 à 7 mm de longueur) ont été observées. L’amphibole bleu vert est fibroradiée à radiée et séparées par des rangées (<1 mm) de biotite fine. Le carbonate est abondant, particulièrement entre les textures à spinifex, et distribué près du plagioclase, mais forme aussi des filonnets et des veinules (<1 mm) où il est grossier. Des coulées de lave ultramafique komatiitique ont également été décrites dans la région du lac Sabourin (feuillet 31N13; Imreh, 1984).

Selon Richer-Laflèche et al. (2020), les roches mafiques et ultramafiques de l’unité nApo4 du Groupe de Pontiac sont des vestiges de komatiite et de basalte tholéiitique qui sont semblables, du point de vue de la composition, aux roches volcaniques juvéniles de la ceinture de roches vertes de l’Abitibi. Ces roches supracrustales sont associées à des nappes tectoniques à charriage vers le sud et le SW (Camiré et Burg, 1993a).

L’unité nApo7 est constituée de métagrauwacke intensément migmatitisé (Rive, 1976). Il s’agit de l’équivalent remobilisé du métagrauwacke de l’unité nApo1. Cependant, il n’est pas différencié en carte du métagrauwacke migmatitisé des régions du lac Gaotanaga et du Grand lac Victoria, appartenant à la Province de Grenville (Complexe du Grand Lac Victoria, unité Aglv1). Le métagrauwacke migmatitisé du Groupe de Pontiac montre des paragenèses à sillimanite-cordiérite-muscovite dans la partie médiane du lac Granet (feuillets 31N12-200-0202 et 31N13-200-0102) ainsi qu’au lac Bend (centre du feuillet 31N12). Dans la partie est de l’unité (feuillet 31N11-200-0201), Imreh (1984) identifie du paragneiss indifférencié, sans plus de précision, qu’il distingue seulement localement du grauwacke de l’unité nApo1.

Épaisseur et distribution

Le Groupe de Pontiac est occupe une grande étendue de la Sous-province de Pontiac et est couvert à différents degrés par 18 feuillets SNRC (31M06 à 31M16, 31N11 à 31N14, 32C03, 32C04 et 32D01 à 32D03). Il est particulièrement abondant dans le nord de la sous-province, où il affleure en continu sur une distance E-W de >160 km. Les roches (méta)sédimentaires de l’unité nApo1 sont largement les plus répandues, suivi des roches mafiques à ultramafiques de l’unité nApo4. Les roches migmatitiques de l’unité nApo7 sont localisées à la bordure SE de la Sous-province de Pontiac, au contact avec la Province de Grenville. Les roches des unités nApo2, nApo3, nApo5 et nApo6 forment des corps lenticulaires d’au plus quelques kilomètres de longueur, principalement à l’intérieur de l’unité nApo1.

Datation

Des datations Pb-Pb mesurées sur les plus jeunes zircons détritiques des roches (méta)sédimentaires du Groupe de Pontiac prélevés dans différentes régions ont donné des âges minimaux de sédimentation de 2683 ±1 Ma (Mortensen et Card, 1993) et de 2686,6 ±4,2 Ma à 2695 ±4,2 Ma (Davis, 2002). Les plus vieux zircons observés dans ces roches ont donné des âges allant jusqu’à 3028 ±3,6 Ma (Davis, 2002). En fonction de ces résultats et de l’âge du Pluton de Fournière à 2682,4 ±1 Ma (Davis, 2002 [2678,2 ±3 Ma selon David, 2020]) qui coupe les roches (méta)sédimentaires du Groupe de Pontiac, Davis (2002) a estimé l’âge de dépôt du grauwacke à 2685 ±3 Ma.

Frieman et al. (2017) ont analysé les zircons détritiques de deux échantillons de roches du Groupe de Pontiac prélevés dans les secteurs nord (sud de Rouyn-Noranda) et sud-ouest (frontière Québec-Ontario) de la Sous-province de Pontiac. Ces nouvelles données de haute précision permettent d’évaluer l’âge de sédimentation ainsi que celles des sources impliquées lors du dépôt des sédiments du Groupe de Pontiac (Richer-Laflèche et al., 2020). Les plus jeunes zircons provenant de l’analyse de Frieman et al. (2017) ont des âges de ~2680 Ma, alors que ~80 % des zircons détritiques ont des âges situés entre 2680 et 2775-2800 Ma, et ~20 % des zircons sont plus âgés (~2775 à ~2925 Ma). Les plus vieux zircons observés dans le grès du Groupe de Pontiac ont des âges de ~3050, ~3075 et ~3160 Ma.

Relations stratigraphiques

Les roches (méta)sédimentaires du Groupe de Pontiac sont en contact de faille avec les roches volcano-sédimentaires de la Sous-province de l’Abitibi au nord de la Zone tectonique de Cadillac (Desrochers et al., 1991a, b; Desrochers et al., 1996; Pilote et al., 2000), avec les roches sédimentaires paléoprotérozoïques du Supergroupe de l’Huronien (Province du Sud) dans les coins NW et SW et avec les roches gneissiques de la Province de Grenville au sud et à l’est. Elles sont moins présentes dans le coin SW de la Sous-province de Pontiac, où elles sont en contact avec les roches (méta)volcaniques mafiques à intermédiaires des groupes de Baby, de Belleterre et du Lac des Bois. Les roches supracrustales du Groupe de Pontiac sont coupées par de nombreux corps intrusifs de composition felsique à intermédiaire dont, du nord au sud, les plutons de Fournière et du Lac Fréchette, les batholites du Réservoir Decelles et du Lac Simard Sud, le Massif du Lac des Quinze, le Batholite du Lac Devlin et le Pluton de la Tour de Belleterre. En général, les granites et pegmatites tardifs du Batholite du Réservoir Decelles contiennent, entre autres, des enclaves décimétriques à métriques de wacke et de schiste à biotite du Groupe de Pontiac (Fallara et al., 2000). Dans la partie nord de la sous-province, toutes les lithologies sont coupées par des dykes protérozoïques de diabase appartenant, de l’est à l’ouest, aux Dykes de Senneterre (orientés E-W), aux Dykes de Biscotasing (NE-SW), aux Dykes de Sudbury (WNW-ESE) et à l’Essaim de dykes de Matachewan (NE-SW à N-S).

Selon Richer-Laflèche et al. (2020), l’âge maximal de sédimentation du Groupe de Pontiac (~2683 Ma) est sensiblement le même que celui de mise en place de dacite feldspathique du Groupe de Baby (2882 ±1 Ma; Mortensen et Card, 1993), suggérant que le volcanisme calco-alcalin du Groupe de Baby et la sédimentation siliciclastique du Groupe de Pontiac seraient contemporains. Toutefois, compte tenu de la présence d’une tectonique compressive à cette époque de l’évolution de la partie sud de la Province du Supérieur et du déplacement de nappes tectoniques, ces auteurs ne peuvent établir avec certitude les relations spatiales et stratigraphiques initiales entre les deux évènements. Selon Frieman et al. (2017), la période de sédimentation des grès du Pontiac se situerait entre celles des groupes de Porcupine (2685 à 2690 Ma) et de Timiskaming. La nature du contact entre le wacke du Groupe de Pontiac et le conglomérat polygénique du Groupe de Timiskaming est par ailleurs controversée (voir « Arrêt 3 » de Couture et Goutier, 1996). Enfin, les âges de sédimentation du Groupe de Pontiac sont nettement plus vieux que ceux des roches volcaniques de la Ceinture d’Angliers-Belleterre, au sud, et de la Ceinture volcanique de l’Abitibi (Sous-province de l’Abitibi), au nord (Desrochers et al., 1996; Pilote et al., 2000; Fallara et al., 2000).

Paléontologie

Ne s’applique pas.

Références

Publications accessibles dans SIGÉOM Examine

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