Historique

Description

Géologie

La connaissance géologique actuelle de la Sous-province de Minto est issue de l’ensemble des nouvelles données acquises dans le cadre du Programme Grand Nord. La Sous-province de Minto est composée majoritairement de roches plutoniques archéennes. Ces roches ignées, de composition felsique à ultramafique, sont plus ou moins foliées et ont préservé leurs structures d’origine à différents degrés. Les roches plutoniques felsiques sont les plus communes et les plus répandues. Elles sont composées de tonalites (40 %), de granites (20 %), de granodiorites (15 %), de roches charnockitiques (15 %) et, plus rarement, de monzonites et de syénites (<1 %). Elles apparaissent généralement en feuillets allongés définissant le style structural prédominant de la région. Les petits plutons circonscrits de roches dioritiques, gabbroïques et ultramafiques représentent moins de 2 % du substratum rocheux. Les roches métavolcaniques et métasédimentaires comptent pour moins de 10 % de l’ensemble des roches archéennes. Ces roches forment des unités lenticulaires isolées ou des ceintures démembrées et discontinues encaissées à l’intérieur des masses intrusives. Les ceintures les mieux préservées peuvent atteindre jusqu’à 10 km de largeur et 120 km de longueur (Leclair, 2008). Les données géochronologiques recueillies sur les roches archéennes ont permis de développer un modèle stratigraphique et, ainsi, de positionner les unités stratigraphiques dans un modèle d’évolution temporel pour la période archéenne comprise entre 3830 et 2630 Ma (période antérieure à 2740 Ma; période comprise entre 2740 et 2630 Ma). De plus, une stratigraphie unifiée pour l’ensemble des unités archéennes du NEPS a été proposée dans un lexique stratigraphique présentant principalement la description d’unités lithodémiques qui regroupent des roches intrusives et métamorphiques (Simard, 2008).  

Des roches sédimentaires paléoprotérozoïques de la Formation de Sakami se trouvent en discordance sur les roches de la Sous-province de Minto et forment de petitslambeaux isolés, dispersés le long d’un axe essentiellement E-W à la hauteur du 56^e parallèle (Eade, 1966; Clark, 1984). Dans la Sous-province de La Grande, des relations de recoupement impliquant des dykes de diabase ont permis d’évaluer l’âge de la Formation de Sakami entre 2500 et 2216 Ma (Goutier et al., 2001). Une datation K-Ar obtenue à partir de micas contenus dans un grès du Sakami (Clark, 1984) indique un âge de sédimentation antérieur à 2230 Ma. On retrouve aussi une douzaine d’essaims de dykes protérozoïques d’orientation différente coupant les roches archéennes du Minto (Buchan et Ernst, 2004; Maurice, 2008). Ces dykes de diabase, d’une épaisseur généralement inférieure à 100 m, peuvent être suivis sur plusieurs kilomètres. Ils ne sont pas déformés ou métamorphisés, sauf dans certains secteurs à proximité des orogènes protérozoïques. De plus, un essaim constitué d’une centaine de dykes de lamprophyre et de carbonatite occupe la partie centrale de la région du lac Aigneau. Quelques dykes ont aussi été observés dans le nord-est de la région du lac Gayot. Ce sont des dykes d’épaisseur centimétrique à métrique dont l’orientation varie de NW-SE à N-S. Les dykes de carbonatite sont spatialement associés aux dykes de lamprophyre carbonatés. La carbonatite est une roche homogène, de granulométrie fine à grossière, caractérisée par une couleur orangée à brun rouille en surface altérée. Des datations réalisées sur deux dykes de carbonatite ont révélé des âges de 1932 Ma et de 1941 Ma (Simard et al., 2008). Deux diatrèmes ont été identifiés en bordure de la Fosse d’Ungava, dans la région du lac Couture. Ces roches avaient été reconnues par Moorhead (1989), qui les avait incluses dans le Groupe de Povungnituk (Orogène de l’Ungava). La relation entre les diatrèmes et la séquence supracrustale du Groupe de Povungnituk n’ayant pas été établie, Madore et al. (2002) ont regroupé les deux intrusions sous le terme de Diatrèmes de Kuuvvaluk. Il s’agit de petites intrusions circulaires non déformées d’environ 70 m de diamètre, composées de lamprophyre ultramafique à phlogopite et à reliques de pyroxène et d’olivine montrant des structures ignées bien préservées. Ces intrusions n’ont pas été datées, mais datent vraisemblablement du Protérozoïque. Deux brèches de diatrème ont également été observées dans la région du lac à l’Eau Claire, mais n’ont été assignées à aucune unité stratigraphique. Les observations sur le terrain suggèrent que ces brèches sont associées à la mise en place des dykes de diabase protérozoïques de ce secteur. Il s’agit de dykes bréchiques de composition mafique de 15 à 20 m d’épaisseur renfermant des fragments de roches sédimentaires et de verre volcanique protérozoïque ainsi que des fragments de granitoïdes archéens. L’un de ces dykes avait été interprété comme un dyke sédimentaire clastique par Chandler (1988).

Des impactites d’âge pennsylvanien (Bostock, 1969; Rondot et al., 1993) contenant des enclaves de calcaires ordoviciens se trouvent sur l’anneau d’îles au centre du lac à l’Eau Claire. Les deux dépressions de forme arrondie du lac à l’Eau Claire sont le résultat d’un double impact météoritique (Beals, et al., 1956 et 1960). Les roches d’impact ont été datées par les méthodes K-Ar (Bostock, 1969), Rb-Sr (Reimold et al., 1981) et Ar-Ar (Bottomley et al., 1990). Les âges obtenus, autour de 280 Ma, indiquent qu’une couverture de roches datant du Pennsylvanien était présente lors de l’impact. Des impactites d’âge silurien (Bottomley et al., 1990) ont également été observées dans les dépôts meubles quaternaires en bordure de l’astroblème du lac Couture (Madore et al., 2002). Enfin, le cratère de Pingaluit, anciennement nommé cratère du Nouveau-Québec, est localisé juste au nord de la Ceinture de Nantais. Il s’agit d’une cuvette parfaitement ronde au rebord abrupt qui abrite un lac d’environ 3 km de diamètre. Vingt et un fragments d’impactite ont été trouvés à proximité du cratère. Des datations Ar⁴⁰/Ar³⁹ effectuées sur ces fragments ont permis d’évaluer que l’impact serait survenu il y a environ 1,3 Ma (Grieve et al., 1989).

La Sous-province de Minto est subdivisée en sept grands domaines lithotectoniques dont la nature et les limites ont été précisées au cours des travaux réalisés dans le cadre du Programme Grand Nord (carte des subdivisions du Minto) :

• Domaine de Tikkerutuk;
• Domaine de Bienville;
• Domaine du lac Minto;
• Domaine de Goudalie;
• Domaine de Qalluviartuuq;
• Domaine d’Utsalik;
• Domaine de Douglas Harbour.

Les données isotopiques et géochronologiques, de même que la distribution des unités stratigraphiques, permettent de démontrer que les différents événements magmatiques qui ont affecté l’ensemble de la Sous-province de Minto à différentes époques de l’Archéen transcendent la limite des domaines lithotectoniques. Par conséquent, les domaines doivent être perçus comme le produit de la superposition de plusieurs événements magmatiques. Ils sont caractérisés par les unités stratigraphiques ainsi que les données géochronologiques et isotopiques qui reflètent les événements les mieux préservés (Leclerc, 2008).

Les données géochronologiques, isotopiques et stratigraphiques ont permis aussi de mettre en évidence deux grands terranes à l’intérieur du NEPS qui ont joué un rôle important dans l’évolution de la croûte archéenne :

• Terrane de la baie d’Hudson;
• Terrane de la rivière Arnaud.

Le Terrane de la baie d’Hudson, au sud et à l’ouest, montre des évidences d’une croûte formée depuis l’Éoarchéen (>3600 Ma), alors que l’histoire du Terrane de la rivière Arnaud, au nord, a plutôt débuté après 2900 Ma, durant l’ère mésoarchéenne. Les deux terranes ont eu une évolution différente jusqu’à environ 2740 Ma. Avant cette date, les deux terranes ont été affectés par des événements magmatiques différents marqués principalement par du volcanisme mafique et du plutonisme tonalitique. Après 2740 Ma, le magmatisme potassique et enderbitique s’est répandu à travers tout le NEPS affectant les deux terranes de façon similaire.

Enfin, le Minto est aussi caractérisé par la présence d’un complexe structural, le Complexe structural de Diana, correspondant à une zone de transition entre les roches de la Province du Supérieur, à l’ouest, et celles de la Province de Churchill, à l’est. La partie nord-est du Domaine de Douglas-Harbour et le Complexe de Diana ont été affectés par l’Orogenèse paléoprotérozoïque Trans-hudsonien.

Évolution géologique

L’évolution géologique du nord-est de la Province du Supérieur s’échelonne sur plus 1,2 Ga. Elle est caractérisée par une histoire complexe de volcanisme, de sédimentation, de plutonisme, de déformation et de métamorphisme polyphasés qui démontre une croissance épisodique et un remaniement répété de la croûte continentale entre 3,82 et 2,62 Ga.

Le modèle présenté ici est celui qui découle des travaux du Programme Grand-Nord. Ce modèle implique la formation d’anciens noyaux cratoniques (3,9 à 2,9 Ga; Terrane de la baie d’Hudson) et de domaines composés de roches volcaniques et intrusives dérivées d’une source crustale juvénile plus jeune (<3,0 Ga; Terrane de la rivière Arnaud). Le Terrane de la baie d’Hudson s’est formé à partir des vestiges d’une croûte sialique évoluée éoarchéenne à mésoarchéenne, tandis que le Terrane de la rivière Arnaud s’est formé à partir d’une croûte primitive mésoarchéenne en milieu océanique. Les deux terranes ont eu une évolution différente jusqu’à environ 2700 Ma. Avant cette date, ils ont été affectés par des événements magmatiques différents marqués principalement par du volcanisme mafique et du plutonisme tonalitique. Après 2700 Ma, du plutonisme potassique (unités de granite et granodiorite) et charnockitique (granitoïdes à pyroxène) s’est répandu à travers tout le nord-est de la Province du Supérieur, affectant ainsi les deux terranes de façon similaire. Ce plutonisme, postérieur à 2,74 Ga, coïncide avec la phase de déformation principale responsable du grain structural NW-SE à N-S (Leclair, 2008).

On reconnait quatre étapes majeures de croissance et de remaniement de la croûte, chacune pouvant contenir jusqu’à trois événements géologiques distincts (schéma des étapes et événements géologiques) :

1. La première étape de l’évolution, comprise entre 3,9 et 2,9 Ga, est caractérisée par la formation des paléocratons et englobe deux événements magmatiques éoarchéens (EA-1 et EA-2) ainsi qu’un événement mésoarchéen (MA-1) qui demeure cryptique;
2. La deuxième étape, comprise entre 2,9 et 2,74 Ga, correspond essentiellement au dépôt de séquences de basaltes tholéiitiques, de komatiites et de roches sédimentaires ainsi qu’à la mise en place de suites volumineuses de roches tonalitiques. Cette étape de l’évolution comprend essentiellement deux événements magmatiques mésoarchéens (MA-2 et MA-3) ainsi que du magmatisme tonalitique néoarchéen s’étant mis en place de façon diachronique à l’échelle régionale (NA-1).
3. La troisième étape, entre 2,74 et 2,68 Ga, marque un changement majeur dans le type de magmatisme se traduisant par la mise en place d’intrusions syntectoniques à post-tectoniques de granodiorite, de granite et de granitoïdes à pyroxène. Les deux principaux événements plutoniques néoarchéens (NA-2 et NA-3) sont répandus dans la majeure partie de la région.
4. La quatrième et dernière étape de l’évolution, entre 2,68 et 2,62 Ga, comprend un seul événement (NA-4) caractérisé par la mise place de petites intrusions locales de granite, de syénite et de carbonatite ainsi que par une activité hydrothermale concentrée principalement le long de zones perméables ductiles et fragiles. Cette étape correspond également à une activité magmatique intense dans la Sous-province d’Ashuanipi.

Références