Classification des volcanites

Géologie régionale

Au Canada, l’une des plus vieilles provinces géologiques archéennes est celle du Supérieur. Elle contient plusieurs sous-provinces, dont celle de l’Abitibi qui est présente à la fois au Québec et en Ontario. La Sous-province d’Abitibi, (300×700 km) (Fig. 7), est interprétée comme le résultat de plusieurs collisions d’arcs océaniques accompagnées de plusieurs phases de formations et de fragmentations d’arcs. Son évolution s’est faite sur 65 millions d’années (2735- 2670 Ma; Chown et al. 1992; Daigneault et al. 2002; Mueller et al. 2009). Chown et al. (1992) ont divisé la Sous-province d’Abitibi en deux zones distinctes: la Zone Volcanique Nord et la Zone Volcanique Sud. Les deux zones sont séparées par la zone de failles de Destor-Porcupine-Manneville et correspondent à deux arcs volcaniques qui se sont formés à des temps différents à l’Archéen. Le plus ancien, celui du nord a un âge entre 2730 et 2705 Ma. Le second, au sud, est plus jeune et a un âge d’environ 2705-2696 Ma (Mueller et al. 2009). Ces deux zones représentent la plus grande séquence supracrustale du Supérieur. Elle est caractérisée par des roches volcaniques et sédimentaires qui sont entrecoupées par les intrusions felsiques. La Zone Volcanique Sud inclut le Groupe de Blake River et le Groupe de Malartic (Mueller et al. 1996). Le Groupe de Blake River est maintenant interprété comme étant un complexe de mégacaldeiras imbriquées (Pearson et Daigneault, 2009). Le Groupe de Malartic a une évolution plus complexe allant d’un rift komatiitique océanique à une évolution d’arc océanique se terminant par un rift d’arc (Scott et al. 2002). La Zone Volcanique Sud a eu une contribution plus importante au point de vue des gisements de métaux de base et aurifères et du tonnage total des gisements que la zone nord. Le préfixe «meta» a été omis dans le texte pour faciliter la description des roches. Les cycles volcaniques et sédimentaires ainsi que les failles majeures sont utilisés pour diviser l’Abitibi en zones volcaniques nord et sud. La faille
Destor-Porcupine-Manneville est la ligne de démarcation entre la zone nord et sud (Mueller et Mortensen, 2002; Daigneault et al. 2004). La région de Rouyn-Noranda fait partie du Groupe de Blake River (Fig. 8) et est située dans la Zone Volcanique Sud. Les 2900 km2 du Groupe de Blake
River, selon le modèle de Pearson et Daigneault (2009), sont divisés maintenant en trois zones de caldeiras. Ce sont la mégacaldeira de Misema, la caldeira de New Senator et la caldeira de Noranda qui, collectivement, ont formé un complexe de caldeiras imbriquées. x Mine a Prospection
Indice McDiermld Ben Nevis Regional Fault Zones -Y Cycles felsiques de Gibson and Watkinson (1990). La carte montre les mines et les indices retrouvés dans la région. Le Groupe de Noranda inclut à la fois la caldeira de Noranda, de New Senator ainsi qu’une partie de l’anneau externe de la caldeira de Misema (figure de Pearson et Daigneault (2009) dans Mueller et al. (2009). La plus ancienne de ces caldeiras, la caldeira E-0 de Misema (2704- 2702 Ma; Mueller et al. 2012) est aussi la plus grande (40×80 km). Elle proviendrait de l’effondrement d’un complexe d’au moins deux volcans boucliers mafiques. Les volcans boucliers sont les volcans généralement retrouvés dans
les régions d’arcs ou d’îles océaniques. Cette caldeira se définit par une structure double de failles en anneaux (Mueller et al. 2009). La caldeira de New Senator (15×35 km), (2702-2700 Ma; Mueller et al. 2012) proposée par Pearson et Daigneault (2009), est une structure NO-SE avec une stratification E-0 à la base. Le volcanisme est de composition mafique à felsique, avec une composante felsique dominante au sommet de la séquence. La caldeira de Noranda (15×20 km) (2700-2696 Ma; Mueller et al. 2012), déjà proposée et décrite par Gibson et Watkinson (1990), est une structure volcanique à dominance felsique avec une orientation NNE-SSO.

La caldeira de Misema

La grande caldeira de Misema (Fig. 9) proposée par Pearson et Daigneault (2009) est déduite de plusieurs éléments géologiques. Premièrement, les dykes synvolcaniques présents dans tout le Blake River montrent une organisation radiale ou concentrique épousant le contour du Groupe de Blake River et centrée sur le Pluton de Flavrian. Les unités felsiques suivent aussi cet arrangement concentrique. Par ailleurs, d’autres amas plus petits de dykes avec des agencements concentriques et radiaux sont visibles à l’intérieur du Blake River, principalement au nord. Ces geometries se retrouvent souvent autour d’un pluton felsique. Ils pourraient constituer des centres volcaniques distincts, postérieurs à la formation de la caldeira de Misema. Ces dykes et plutons pourraient être les racines de caldeiras sommitales associées à la grande caldeira de Misema, selon Mueller et al. (2009). Deuxièmement, un grand dyke à jonction triple, le dyke Horseshoe, est présent à l’intérieur de la caldeira de Misema. Ce dyke présente un phénomène particulier sur sa branche sud. Au nord du dyke, l’assemblage de faciès des coulées de lave montre une source au
sud, contrairement au côté sud, où l’assemblage montre une source au nord (Pearson et Daigneault, 2009). Ce phénomène est présent dans les zones de rifts où des volcans boucliers se forment, comme à Hawaii. Il s’agit d’éruptions fissurales (Fiske et Jackson, 1972). Troisièmement, les failles présentes dans le Groupe de Blake River ont des tendances dominantes nord-nord-ouest et sudest et sont parfois courbées. L’extrapolation de ces failles fait ressortir une interprétation de deux failles majeures en anneaux concentriques. Les failles externe et interne font respectivement 65 et 45 km de diamètre (Pearson et Daigneault, 2009). L’anneau extérieur est situé en périphérie du Groupe de Blake River. Ces deux failles majeures sont tronquées par la zone de failles de Cadillac-Larder Lake au sud. Finalement, la distribution concentrique entre la faille interne et la faille externe d’une abondante quantité d’unités volcanoclastiques est un autre élément supportant la mégacaldeira de Misema. Ces volcanoclastites, de composition mafique à intermédiaire, peuvent avoir une origine pyroclastique ou autoclastique et peuvent avoir été remaniés ou non. Leurs faciès montrent qu’il s’agit de dépôts sous-marins et leurs présences, sur plusieurs niveaux stratigraphiques, montrent qu’ils proviennent de plusieurs événements distincts (Pearson et Daigneault, 2009).

Géologie locale

La zone d’étude est située au nord de la ville de Rouyn-Noranda (Fig. 9; 10). Elle est localisée près de la marge de la caldeira de Misema. Il s’agit de la zone au sud du Pluton de Monsabrais et au sud-ouest du lac Monsabrais. Elle est caractérisée par de grandes surfaces d’affleurements sur de petites collines avec un couvert forestier parfois important. Les affleurements présentent des surfaces horizontales et verticales et permettent donc de voir des structures en trois dimensions. La zone fait 1.25 km N-S et 2.5 km E-O.Deux études antérieures ont été faites sur la localité au sud du pluton. Elles définissent le secteur de Monsabrais comme dominé par des roches mafiques à intermédiaires sous-marines entrecoupées d’intrusions de diorite, de gabbro et par le Pluton de Monsabrais (Dimroth et al. 1985; Ross et al. 2008). Powell et al. (1993) présentent le niveau de déformation de la région comme étant très faible et le métamorphisme n’ayant atteint que le faciès sous-schistes verts. Ceci a permis de conserver une grande partie des structures et textures volcaniques à cet endroit. Dimroth et al. (1985) décrivent les roches de la région comme étant de composition basaltique à andésitique et ayant une texture à plagioclase microporphyrique. Ils notent aussi une large dominance du faciès coussiné sur le faciès massif ainsi qu’une grande quantité de fragments d’origine(s) inconnue(s) sur le terrain. Finalement, ils font aussi allusion à une grande intrusion synvolcanique de trondhjemite-gabbroique (Pluton de Monsabrais) et à plusieurs dykes mafiques et felsiques, sans les décrire. Quatre faciès des coulées de lave sous-marines ont été observés lors des travaux de terrain (Fig. 11). Il s’agit des faciès massif sans colonnades, massif avec colonnades, coussiné et bréchique. Le contact entre le faciès massif et les faciès coussinés semble net. Par contre, les limites entre les coussins et les brèches sont plus diffuses.Contours des affleurements (fournis par la compagnie Corporation Minière Alexis) avec la localisation des 110 stations de contrôle. La couleur indique le faciès observé sur la station; vert: massif, rouge: coussiné et bleu: bréchique/fragmentaire. La taille submétrique de la majorité des coussins indique que les roches de la localité sont majoritairement de composition mafique (Fridleifsson et al. 1982), ce qui a été confirmé par la géochimie des échantillons détaillée au. La majorité des échantillons ne peuvent être séparés sur le terrain par leur aspect visuel (couleur, minéralogie par exemple) et ont des faciès volcaniques similaires. Il en est de même en lames minces où ils ne présentent pas de différences significatives nettes en termes de composition ou de texture volcanique.

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Table des matières

RÉSUMÉ
REMERCIEMENTS
TABLE DES MATIÈRES
TABLE DES FIGURES
LISTE DES TABLEAUX
CHAPITRE 1 – INTRODUCTION
1.1 Problématique
1.1.1 Les caldeiras
1.1.2 Les caldeiras sommitales
1.1.3 Minéralisation dans un contexte de caldeira
1.1.4 Les caldeiras en Abitibi
1.1.5 Faciès des coulées de lave sous-marines
1.2 Cadre de l’étude
1.3 Objectifs
1.4 Méthodologie
CHAPITRE 2 – GÉOLOGIE
2.1 Géologie régionale
2.1.1 La caldeira de Misema
2.2 Géologie locale
CHAPITRE 3 – UNITÉS LITHOLOGIQUES, FACIÈS ET PÉTROGRAPHIE
3.1 Basalte (unité mineure A)
3.1.1 Faciès volcanique
3.1.2 Pétrographie
3.2 Basalte andésitique (unités majeures 1, 3 et 5)
3.2.1 Faciès volcaniques
3.2.2 Pétrographie
3.3 Andésite (unités majeures 2 et 4)
3.3.1 Faciès volcaniques
3.3.2 Pétrographie
3.4 Dacite (unité mineure B)
3.4.1 Faciès volcanique
3.4.2 Pétrographie
3.5 Les volcanoclastites
3.5.1 Unité lithologique 1 (basalte andésitique)
3.5.2 Unité lithologique 2 (andésite)
3.5.3 Unité lithologique 3 (basalte andésitique)
3.5.4 Unité lithologique 4 (andésite)
3.5.5 Unité lithologique 5 (basalte andésitique)
3.6 Discussion
CHAPITRE 4 – GÉOCHIMIE
4.1 Classification des volcanites
4.2 Affinité magmatique
4.3 Géotectonisme
4.3.1 Diagrammes de Pearce et Cann (1973)
4.3.2 Diagramme de Meschede (1986)
4.3.3 Diagrammes de Wood (1980)
4.4 Les terres rares
4.4.1 Spectre des terres rares normalisées sur les chondrites
4.4.2 Anomalie en europium
4.5 Discussion
CHAPITRE 5 – INTÉGRATION DES RÉSULTATS
5.1 Introduction
5.2 Chronologie et stratigraphie
5.3 Modèle évolutif
5.3.1 Étape 1 – Mise en place du Pluton de Monsabrais
5.3.2 Étape 2 – Historique effusif
5.3.3 Étape 3 – Fin du volcanisme
5.4 Caldeira sommitale
5.5 Minéralisations
CHAPITRE 6 – CONCLUSION
6.1 Introduction
6.2 Environnement géologique
6.3 Unités lithologiques, faciès et pétrographie
6.4 Géochimie
6.5 Intégration des résultats
6.6 Contributions et recommandations
LISTE DES RÉFÉRENCES
ANNEXE 1 – LISTE DES ÉCHANTILLONS
ANNEXE 2 – DONNÉES GÉOCHIMIQUES BRUTES
Précision des analyses géochimiques
Concentrations des terres rares des chondrites selon Boynton (1984)