Géochimie et contexte tectonique du groupe de Roy et du complexe de Cummings dans la région de Chibougamau, Québec.

Leclerc, François (2001). Géochimie et contexte tectonique du groupe de Roy et du complexe de Cummings dans la région de Chibougamau, Québec. Thèse. Québec, Université du Québec, Institut national de la recherche scientifique, Doctorat en sciences de la terre, 217 p.

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Résumé

Le Groupe de Roy dans le secteur de Chibougamau (nord-est de la Sous-province de l'Abitibi) comprend trois cycles de roches volcaniques mafiques à felsiques. La Formation de Chrissie constitue le premier cycle volcanique avec un membre inférieur de laves mafiques et un membre supérieur de roches felsiques incluant les plus vieilles rhyolites de l'Abitibi (2791,4 +3,7/-2,8 Ma). Dans le second cycle volcanique, la Formation d'Obatogamau comprend des roches volcaniques mafiques avec des proportions variables de mégacristaux de plagioclase (<1 à 20%). Les roches volcaniques mafiques et aphyriques du membre inférieur de l'ancienne Formation de Gilman sont attribuées au nouveau Membre de David qui occupe le sommet de la Formation d'Obatogamau. La Formation de Waconichi, au sommet du deuxième cycle volcanique, est désormais divisée en cinq membres: 1) le Membre de Lemoine (2729,7 +1,9/- 1,6 Ma et 2728,0 +1,5/-1,4 Ma), 2) le Membre de Scott (2727,2 ±0,8 Ma), 3) le Membre de Portage, 4) le Membre de Queylus (2729,9 +1,6/-1,3 Ma et 2727,2 ±0,8 Ma) et 5) le Membre d'Allard (2726,7 ±O,7 Ma et 2726,5 ±O,7 Ma), une unité latéralement continue (>30 km) de roches volcanoclastiques antérieurement reconnues comme des lentilles discontinues à l'intérieur de l'ancienne Formation de Gilman. Le troisième cycle volcanique débute avec la Formation de Bruneau qui correspond au membre supérieur de l'ancienne Formation de Gilman. La Formation de Blondeau, au sommet du troisième cycle volcanique, suggère une accalmie de l'activité volcanique; les basaltes et les roches volcanoclastiques à la base de la formation sont rapidement interlités avec une proportion croissante de grès, chert, grauwacke et mudstones graphiteux. De nouvelles données U-Pb (TIMS) sont fournies pour un échantillon de grès de la Formation de Blondeau (<2721 ± 3 Ma) et un échantillon de conglomérat de la Formation de Stella (<2704 ± 2 Ma). Les diagrammes de distribution statistique des populations de zircons détritiques ne montrent qu'un apport minime des portions inférieures de l'empilement volcanique et l'absence d'âges récurrents (ca. 2.82 Ga) tels que ceux trouvés dans la portion sud de la Sous-province de l'Abitibi. L'étude d'une section d'affleurement continu de 2 km à l'ouest du lac Cummings a permis d'étudier la stratigraphie du Complexe de Cummings, de même que les relations intrusives et structurales importantes. Le Complexe de Cummings est constitué des filons-couches différenciés de Roberge, de Ventures et de Bourbeau, qui s'injectent entre les formations de Bruneau et de Blondeau. Le filon-couche de Roberge montre une zonation inverse avec un gabbro, une pyroxénite, une séquence litée (incluant des dunites, des wehrlites et des clinopyroxénites) et une dunite sommitale. Le filon-couche de Ventures montre une zonation normale avec une clinopyroxénite, un gabbro, une diorite et un gabbro granophyrique. Le filoncouche de Bourbeau montre également une zonation normale avec une webstérite, un leucogabbro, un ferrogabbro et une ferrodiorite quartzifère. Les filons-couches de Cummings et les roches encaissantes sont recoupées par des zones de cisaillements inverses fragilesductiles à ductiles avec des indicateurs cinématiques qui indiquent un mouvement vers le sud. Toutefois, les bordures figées préservées et les contacts pépéritiques locaux entre les filonscouches et les roches encaissantes indiquent que le Complexe de Cummings est une entité autochtone par rapport au Groupe de Roy. La déformation fragile à ductile dans la région de Chibougamau débute avec l'intrusion des plutons synvolcaniques dès 2718 Ma qui sont synchrones avec la subsidence des roches métavolcaniques et métasédimentaires. Elle se poursuit sous l'effet de contraintes régionales de 2701 Ma à 2695 Ma et les derniers événements fragiles surviennent lors de la mise en place de dykes d'âge protérozoïque (2216-2167 Ma). Bien que non datés, les structures archéennes réactivées durant l'orogénie grenvillienne s'étendent jusqu'à 50 km vers l'ouest depuis la Zone tectonique du Front de Grenville. Cinq catégories de structures (D1 à D5) sont proposées sur la base des relations de recoupement observées sur le terrain et l'interprétation d'images produites à partir du traitement des données aéromagnétiques. La déformation D1 regroupe les failles, les zones de cisaillement et les plis régionaux avec un axe N-S. Ces plis sans schistosité sont reconnus par l'inversion des polarités stratigraphiques de part et d'autre de l'axe de pli (synclinaux du I.ac David et de Muscocho, anticlinal du lac David). L'événement de déformation principal D2a est caractérisé par une schistosité à pendage modéré à subvertical et des linéations à fort plongement, coplanaire aux plis P2. La schistosité s'intensifie localement dans les couloirs de déformation anastomosés, à l'intérieur desquels se trouvent des structures qui témoignent à la fois de l'aplatissement et du cisaillement, avec le développement contemporain de zones de cisaillement E-W et SE (N120). Le mouvement senestre des zones de cisaillement NE de Gwillim, Chibougamau Copper et Taché est interprété comme étant tardi-D2 (D2b) puisqu'il provoque le décalage des zones de cisaillement Est-Ouest. Il résulte néanmoins des mêmes contraintes régionales orientées N-S à NNE-SSW. La zone de cisaillement NE de McKenzie montre un mouvement dextre tardif (D3) superposé sur un mouvement senestre tel que décrit ci-dessus et suggère un changement vers une orientation E-W des contraintes ou bien une relaxation des contraintes nord-sud régionales. À l'échelle de l'affleurement, le mouvement dextre apparaît dans les zones de cisaillement E-W sous la forme de kink bands compressifs. Les zones de cisaillement et les failles senestres NNE-SSW (04) s'identifient plus facilement dans les roches intrus ives compétentes du Complexe du Lac Doré et du pluton de Chibougamau. Le décalage senestre le long de ces structures est limité à quelques centaines de mètres. Les événements de déformation les plus tardifs correspondent aux quatre types de dykes d'âge protérozoïque (D5) : 1) dykes NW, 2) dykes NNE, 3) dykes de Senneterre, NE (2216 +8/-4 Ma) et 4) dyke de Biscotasing, ENE (2167 ±1 Ma). L'interprétation structurale des données aéromagnétiques rehaussées sur les images du gradient tilt et ternaires suggère une correspondance entre les dépôts de Fe-Ti-V du Complexe du Lac Doré et des décalages de l'anomalie magnétique qui caractérise la Zone Litée, interprétés comme des failles syn-magmatiques. Les indices de Ni-Cu-ÉGP se trouvent dans les zones de contact entre les intrusions mafiques-ultramafiques ou tonalitiques avec les roches volcaniques hôtes. Les filons polymétalliques précoces (Au-Ag-Cu-Zn-Pb) sont associés aux failles et aux zones de cisaillement nord-sud, lesquelles correspondent sur les images géophysiques rehaussées à des décalages N-S senestres de l'anomalie E-W régionale. Les horizons à haut potentiel pour la minéralisation de sulfures massifs encaissés dans des roches volcaniques correspondent aux fins de cycles volcaniques, caractérisés par: a) des rhyolites et des rhyodacites à phénocristaux de quartz et feldspath d'affinité tholéiitique, recouverts de basaltes et d'andésites d'affinité transitionnelle à calco-alcaline, b) des unités de roches volcanoclastiques d'affinité calco-alcaline recouvertes de formations de fer à pyrite-pyrrhotine±chalcopyrite±sphalérite, de shales graphiteux et pyriteux, de turbidites et de cherts laminés, c) des roches volcaniques mafiques avec un métasomatisme calco-silicaté et des altérations pervasives en silice, chlorite et épidote, d) la proximité de failles ou d'une zone de fractures intenses avec une orientation NNW à NNE (zone de décharge des fluides minéralisateurs). Les veines à Cu-Au se présentent dans des zones de cisaillement attribuées aux événements D2 et D3. Les veines de type Chibougamau se trouvent dans des zones de cisaillement E-W et N 1200 (D2) qui recoupent les roches intrusives du Complexe du Lac Doré et du Complexe de Cummings. Les veines à Cu-Au du type Opémiska se sont développées dans les fractures et les failles qui ont une orientation parallèle au plan axial de l'anticlinal de Campbell (F2b). Les filons de type or orogénique dans les roches volcaniques ou intrusives se trouvent dans les zones de cisaillement E-W et N-W qui: a) recoupent des failles et des zones de cisaillement N-S précoces, b) sont recoupées par des zones de cisaillement NE senestres (D2B), ou c) recoupent les zones de cisaillement NE dextres (D3).

Type de document:	Thèse Thèse
Directeur de mémoire/thèse:	Bédard, Jean H.
Co-directeurs de mémoire/thèse:	Harris, Lyal
Mots-clés libres:	géochimie; tectonique; Gilman; roche volcanique; groupe de Roy; complexe de Cummings; Chibougamau
Centre:	Centre Eau Terre Environnement
Date de dépôt:	10 févr. 2014 16:41
Dernière modification:	28 sept. 2020 14:22
URI:	https://espace.inrs.ca/id/eprint/2024

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