Historique

Description

Géologie

Hocq (1994) subdivise la Sous-province d’Opatica en trois terrains principaux correspondant à des domaines lithologiques. Le terrain méridional comprend l’ensemble des unités gneissiques situées entre l’Abitibi et la Bande volcanique de Frotet-Evans (BVFE), le terrain central correspond à la BVFE proprement dite et le terrain septentrional est formé des domaines gneissiques au nord de la BVFE et de la Bande volcano-sédimentaire de la Rivière Eastmain supérieure (BVRES). Dans sa partie sud-est, la Sous-province d’Opatica est recouverte par les roches sédimentaires d’âge paléoprotérozoïque des bassins de Mistassini et d’Otish.

Terrain méridional

Le terrain méridional correspond à la ceinture plutonique d’Opatica (CPO) de Benn et al., (1992) et de Sawyer et Benn (1993). Ces auteurs ont réalisé trois coupes structurales N-S totalisant environ 200 km qui traverse ce domaine. Ils ont divisé les roches plutoniques de la CPO en cinq unités principales :

1. le Pluton de Rodayer (2825-2820 Ma; Davis et al., 1995), une intrusion composite formée de tonalite, de diorite quartzifère et de diorite;
2. une unité de « gneiss gris » renommée Suite de Chensagi (2722 Ma; David et al., 2017) par Leclerc et al., (2017) dans la région des lacs Olga, au Goéland et Amisquioumisca. La Suite de Chensagi est principalement composée de gneiss de composition dioritique à tonalitique et de tonalite foliée;
3. une unité de tonalite-mélatonalite-gabbro foliés qui injecte les « gneiss gris »;
4. une unité de monzodiorite-granodiorite-tonalite-diorite mise en place à proximité ou directement au contact entre les sous-provinces d’Abitibi et d’Opatica (p. ex. le Pluton de Canet et le Pluton d’Ouescapis à 2693 Ma; Davis et al., 1995);
5. une unité de granite rose à gris blanchâtre faiblement déformé. Ces roches ont été plus tard assignées au Complexe de Théodat et au Complexe de Dusaux (Brisson et al., 1998a et 1998b; Morin, 1998a,b,c).

Dans le cadre de la cartographie des régions du lac Olga (SNRC 32F14) et du lac au Goéland (SNRC 32F15) au nord de Matagami, les roches de la Sous-province d’Opatica avaient été subdivisées en trois unités informelles désignées Aopa1, Aopa2 et Aopa3 (Goutier et al., 2004; Goutier, 2006). L’unité Aopa1 regroupait les roches gneissiques, l’unité Aopa2 correspondait aux tonalites foliées ou gneissiques et l’unité Aopa3 regroupait les zones dominées par les diorites et les diorites quartzifères. Dans la région du lac Amisquioumisca, les roches de l’unité Aopa1 caractérisent les roches de la Suite de Chensagi affectées par les zones de déformation (p. ex : Zone de cisaillement de Chensagi); les roches de l’unité Aopa2 ont été assignées à la Suite de Chensagi et les roches de l’unité Aopa3 ont été attribuées à l’Intrusion de Frédéric (Leclerc et Caron-Côté, 2017).

Terrain central

La Bande volcanique de Frotet-Evans (BVFE) s’étend sur plus de 300 km, depuis la rivière Nottaway jusqu’au lac Mistassini, sur une largeur variant de quelques kilomètres à plus de 45 km. Elle représente la deuxième ceinture volcano-sédimentaire en importance au Québec après celle de l’Abitibi. On y trouve la mine Troilus, un important gisement cupro-aurifère exploité de 1997 à 2010. La BVFE est subdivisée en quatre segments lithotectoniques (Boily, 2000). Elle est formée à ses extrémités orientales et occidentales par deux segments à prédominance de roches volcaniques (Frotet-Troïlus et Evans-Ouagama). Les segments médians (Storm-Evans et Assinica) sont dominés par des assemblages volcano-sédimentaires comprenant un important bassin sédimentaire (Brisson et al., 1998 a,b; Gosselin, 1996 et Simard, 1987).

Le segment occidental Evans-Ouagama (coupe stratigraphique) est formé à la base par les roches volcaniques du Groupe d’Evans surmontées par les roches sédimentaires du Groupe de Broadback. Les roches du segment Evans-Ouagama sont envahies à tous les niveaux par des suites de monzodiorite-granodiorite-tonalite-diorite et de granite leucocrate tardif peu déformé (Brisson et al., 1998 a,b,c)

La stratigraphie du segment oriental Frotet-Troïlus (coupe stratigraphique) a été établie par Simard (1983, 1987) puis raffinée par Gosselin (1996). La séquence de quatre cycles volcano-sédimentaires est entièrement assignée au Groupe de Troïlus.

La séquence stratigraphique des segments médians Storm-Evans et Assinica (coupe stratigraphique) est divisée en deux groupes : les unités volcaniques du Groupe d’Assinica à la base surmontées par les roches sédimentaires du Groupe de Broadback au sommet. On y trouve également un important volume d’intrusions gabbroïques probablement comagmatiques aux laves. Localement, des intrusions intermédiaires à mafiques coupent les roches sédimentaires du Groupe de Broadback. Selon Brisson et al., (1997), le contact entre les groupes de Broadback et d’Assinica serait normal. Les roches du Groupe d’Assinica sont comparables à celles du Groupe de Troïlus observées dans la partie orientale. L’agencement stratigraphique du segment médian est en partie perturbé par l’effet de la Zone de cisaillement de Lucky Strike représentant une structure majeure NW-SE à mouvement dextre.

Terrain septentrional

Le terrain septentrional comprend les domaines gneissiques localisés au nord de la BVFE. Il s’étend vers le nord-est jusqu’aux limites du Front de Grenville, de la Sous-province d’Ashuanipi et vraisemblablement sous les bassins de Mistassini et d’Otish. Au nord-ouest du lac Evans, le socle est composé d’un ensemble de roches intrusives de composition tonalitique à dioritique appartenant au Pluton de Rodayer et au Complexe de Théodat. Ces unités sont injectées par des intrusions syntectoniques à tarditectoniques de granodiorite ou de granite. Une nouvelle intrusion de syénite, la Syénite de Biteau, qui s’étend depuis les lacs Biteau et Chaboullié jusqu’au lac Rodayer, coupe l’ensemble des unités (Bandyayera et Daoudene, 2017). Au nord-est, le socle est formé de gneiss migmatitique de composition granitique à tonalitique, de métatexite et de diatexite à trames d’amphibolite et d’orthogneiss. Ces gneiss renferment de nombreuses bandes volcaniques et volcano-sédimentaires étroites formant un schéma complexe. Ce secteur est aussi caractérisé par des bandes de gneiss allongées E-W ou N-S entre lesquelles sont préservées d’étroits niveaux d’amphibolites (Hocq, 1976). Les gneiss sont coupés par des intrusions tardives de granodiorite et de monzonite, ainsi que par des pegmatites (Hocq, 1994).

Au nord du bassin d’Otish, la Bande volcano-sédimentaire de la Rivière Eastmain supérieure (BVRES) repose sur un complexe gneissique et forme le cœur d’une structure majeure, le Synclinorium du Lac Laviolette (Hocq, 1985). La BVRES est recouverte en discordance par les roches protérozoïques du Bassin d’Otish au sud. Son extension vers l’est reste encore mal connue. La stratigraphie de la BVRES comprend les roches métasédimentaires du Groupe de Bohier et les roches volcaniques du Groupe de René. Ces roches sont coupées par des intrusions de granite et de granodiorite (Pluton du Lac Cadieux et Pluton d’Érasme).

À l’extrémité est du terrain septentrional, dans la région du lac Vallard (carte géologique), le socle de l’Opatica est composé des roches métavolcaniques du Groupe de Brûlis, injectées par les granitoïdes de la Suite d’Atticoupi (Lamothe et al., 1998).

Évolution géologique

Il existe encore peu de données géochronologiques permettant d’établir la chronologie de mise en place des roches de l’Opatica. Néanmoins, les données disponibles semblent indiquer que les roches intrusives de la Sous-province d’Opatica se sont mises en place entre 2,82 Ga et 2,68 Ga (Davis et al., 1995). Certains domaines de la Sous-province d’Opatica montrent localement des évidences de fusion partielle (Sawyer et Benn, 1992; Hocq, 1994), datées aux alentours de 2,68 – 2,67 Ga (Sawyer et al., 1998).

Les réflecteurs lithosphériques à faible pendage qui s’étendent vers le nord depuis la limite Abitibi-Opatica jusqu’au MOHO (c’est-à-dire à une profondeur d’environ 44 km), identifiés sur les profils sismiques du levé LITHOPROBE, ont d’abord été interprétés comme le vestige d’une zone de suture entre deux terranes accrétés (Calvert et al., 1995; Calvert et Ludden, 1999). Une nouvelle interprétation basée sur une réévaluation des profils sismiques et de nouvelles données géologiques, géochronologiques U-Pb et thermochronologiques 40Ar/39Ar indiquent que les sous-provinces d’Abitibi et d’Opatica constituent une seule entité lithotectonique où l’Opatica constitue la partie basale de la croûte de l’Abitibi :

1. La réinterprétation des profils sismiques suggère que les réflecteurs sismiques correspondent plutôt à une zone de détachement affectant le MOHO (Benn, 2006).
2. La cartographie le long de coupes routières à Matagami, à l’ouest de Chapais et à Chibougamau démontre que le contact entre l’Abitibi et l’Opatica ne représente pas une zone de déformation ductile marquant un changement abrupt des conditions de déformation et de métamorphisme. L’augmentation du grade métamorphique progresse plutôt graduellement depuis le faciès des schistes verts jusqu’au faciès des amphibolites sur une distance d’une dizaine de kilomètres, du sud vers le nord (Sawyer, 1998; Benn et Moyen, 2008; Daoudene et al., 2014; 2016).
3. Les données géochronologiques U-Pb et thermochronologiques 40Ar/39Ar supportent une évolution tectonométamorphique commune de ces terrains entre 2685 et 2632 Ma (Daoudene et al., 2014; 2016).

L’âge des assemblages volcaniques et plutoniques de la BVFE est largement inconnu, ce qui rend difficile l’élaboration d’un modèle d’évolution tectono-magmatique. Boily (1998, 1999 et 2000) a toutefois proposé différents modèles d’évolution pour les divers segments de la BVFE. Les segments occidentaux représenteraient une séquence de bassin d’avant-arc localisé en bordure d’un arc océanique mature émergent. L’extension orientale (Frotet-Troïlus) constituerait la portion du bassin d’avant-arc la plus éloignée de l’arc de Storm où l’on retrouverait un arc « adakitique » non émergent et des panneaux de séquences de plateaux océaniques.

Dans le terrain septentrional, aucune datation isotopique n’a été réalisée sur les assemblages volcano-plutoniques de la BVRES. Les corrélations avec la BVFE ou les roches gneissiques ou plutoniques encaissantes sont donc difficiles à établir. Boily (1999) propose un scénario d’évolution de la BVRES qui implique une imbrication d’écailles de plateaux océaniques et de sédiments détritiques, lesquels sont interprétés comme des fragments du bassin sédimentaire de la Sous-province d’Opinaca.

Références