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Eléments ferromagnésiens et eau... 2.60 É

On connait, en d'autres points du monde, l'existence de nodules ou de masses sphériques d'origine concrétionnée, au milieu des granits et des rcches associées, Quelques-uns de ces gisements sont très connus, comme par exemple le granite concrétionné de Fonni en Sardaigne, le granite pouddingue du Vermont, la diorite orbiculaire de Corse.

L'origine de cette structure n’est pas toujours entièrement élueidée. Von Chrustschoff a réuni dans un mémoire très étudié! les résultats de minutieuses études comparatives qu'il avait faites sur un grand nombre de gisements. Il les a classés en quatre groupes, suivant leur origine.

(1). Accroissements concentriques, sphéroidaux, et concrétionnés au voisinage d’enclaves étrangères.

(2). Aceroissements noduleux au voisinage de segrégations ou d’enelaves qui furent soumis plus tard à une redissolution complète.

(3). Groupe de granites dits pouddingues, dont la structure est due à un s.aple phénomène de concrétion qui prit naissance dans le magma pendant sa cristallisation normale.

(4). Formes structurales primitives du magma ou produits de contact endomorphiques.

Dans les gisements du lac Pine nous avons évidemment affaire à une différentiation magmatique primaire. En effet, bien que certaines différentiations en forme de veines, puissent

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1Mémoires de l’Académie Impériale de Saint Petersbourg, Série vii, Tome xiüi, No. 3. 1894.

faire penser qu'il s'agit là d'une formation postérieure à la cristallisation du granite, le fait que ces veines se transforment en chapelets de nodules identiques aux nodules isolés, disséminés un peu partout dans toute la roche, le fait que ces nodules sont beaucoup plus abondants que les trainées ou les veines, montrent que nodules et veines ont une origine commune et que cette origine doit être cherchée dans la tendance qu'avaient les parties encore liquides du magma de se coaguler en certains points en masses analogues à des gouttes au début de la cristallisation de l’ensemble. Les minéraux qui constituent ces nodules ne sont pas les mêmes que ceux que l'on trouve dans les portions du granite de consolidation postérieure: ces éléments seraient les mêmes si les nodules représentaient les dernières portions cristallisées du magma granitique. Le microcline, qui est abondant dans le granite et qui est un des derniers minéraux à se former dans les magmas granitiques est entièrement absent des nodules; la sillimanite qu'on ne trouve jamais dans le granite est un des éléments les plus abondants des nodules, et c'est un des premiers éléments à cristalliser.

Ce qu'il y a surtout de remarquable dans ce gisement c’est le fait que la portion du magma qui s'est séparée de la masse principale était plus acide que cette masse et plus riche en alumine. Ces conditions se présentent très rarement. I] faut se souvenir, toutefois, que le granite est lui même plus acide que d'habitude.

C'est à une différentiation magmatique que Bäckstrom raitache l’origine des granites à nodules de Kortfors en Suède, ! bien que les nodules soient plus acides que le granite lui même, Il attribue une origine identique à d’autres gisements analogues : il pense que “dans bien des cas il est évident que ces inclusions ont été à un certain moment des inelusions molles; l'explication la plus simple est que ces inelusions furent des goutes d'un magma secondaire qui, à la température existant juste avant la cristallisation, ne purent se maintenir en dissolution dans le magma principal et s’en séparèrent.""?

‘Tvenne Nyupptackta Svenska Klotgraniter. (Geol. Foren i. Stockholm Forh. 1894. p. 128.

?Hige Backstrom: Causes of Magmatic Differentiation Journal of Geology, Vol. i, 1893, p. 778.

Il semble bien que cette hypothèse soit la seule satisfaisante pour les gisements du lac Pine, dont on peut, dans ces conditions, résumer l'histoire ainsi. Le magma primitif renfermait certaines «chlieren, spécialement riches en silice et en alumine, et contenait une certaine quantité d'acide borique, Il est difficile de dire comment ces trainées prirent naissance: sont-ce une segrégation, une séparation des parties immédiatement voisines du magma ? Nont-ce un produit de charriage des parties éloignées du magma au milieu {u magma en mouvement? Il existe cependant des exemple de différentiation analogues dans le granite, lorsque des veines de pegmatite passent à leur extrémité à des veines de quartz renfermant un peu de tourmaline, Ces schlieren incapables de se méler à la masse magmatique principale, pouvaient se comparer à des globules, des filets ou des couches d'huile en suspension dans l'eau; avec la différence ccpendant que le magma était beaucoup moins fluide que l'eau, les schlicren ne pouvaient pas se diviser aussi facilement en globules ou en masses arrondies, Ces masses arrondies peuvent se comparer aux globulites qui se séparent d'une solution sur le point de cristalliser et qui, d’abord isolés, se collent les uns à la suite des autres en formant des sortes de chapelets ou même parfois des ébauches de cristaux. (Voir à ce sujet les expériences de Volgesang et d'autres sur la cristallisation du sourfe). Tuote petite schlieren formée dans la magma, soit par ségrégation, soit par f ragmentation d'une grosse schlieren à la suite de mouvements de la masse pâteuse, a du prendre certainement sans grand effort, une forme globulaire; les grandes trainées, les g ndes couches purent vaincre beaucoup plus difficilement les résistances dues à la consistance du magina et ne purent pssser que difficilement à des formes arrondies.

Lorsque la magma se fut suffisamment renfroidi, la cristallisation commença et suivit dans le granite les phases habituelles: les schlieren et les globules, ayant une composition nettement différente et à cause peut-être de la richesse plus grande en minéralisateurs, cristallisèrent avec une tendance bien nette à l'arrangement sphérulitique. Dans le cas des nodules isolés, la cristallisation semble s'être développée du centre à la périphérie : à l'extrémité des schlieren, elle s’est développée à partir de certains points le long d’une ligne médiane. Cette ligne médiane correspond ainsi aux parties centrales des nodules.

L'hypothèse qui expliquerait la production de ces nodules

par la fusion de fragments de certaines bandes fibreuses des re Ces encaissantes doit être rejetée: en effet on ne retrouve aucune bande fibreuse dans les roches encaissantes, qui sont partout des amphibolites basiques, ressemblant à des gabbros, et entièrement différentes des nodules par leur aspect et leur composition: de plus, la structure zonée, si fréquente dans les nodules, leur transformation en des sortes de veines à zonage indistinet, en veine se bifurquant et se divisant, indiquent els. .uent qu'il ne s'agit pas là de portions de roches encaissantes.

T serait très intéressant de rechercher si certaines des veines de quartz que l'on rencontre si fréquemment dans les gneiss granitoides d'age incertain de l'Archéen, et les petites veines quartzeuses, souvent riches et sillimanite que l’on trouve abondamment dans les roches métamorphiques entourant les grandes intrusions granitiques, n'ont pas le même origine que celles du lac Pine. L'étude de ce dernier gisement montre que des veines d’un caractère acide peuvent se former aussi bien pendant !s derniers stades de la cristallisation, comme par exemple les schlieren hystérogénétiques et les kluftblitter de Reyer qu'avant la cristallisation. par différentiation et ségrégation dans le sein du magma granitique, des portions extrémement siiceuses. On peut ajouter que la structure zonée de certaines pegmatites et roches associées, n'est pas nécessairement une preuve en faveur de la théorie de la formation aqueuse dans des fissures préexistantes; ou admet généralement maintenant qu'elle peut résulter et qu'elle résulte habituellement d’une cristallisation avant la cristallisation en masse du magma en voie de refroidessement.

DYKES PEGMATITIQUES,

Le nom de ‘pegmatite" a été proposé pour la première fois par Hay en 1822 pour désigner ces développements simultanés de quartz et de feldspath connus actuellement sous le nom de granite graphitique. En 1849 Delesse l'employait pour tous les granites à gros grain. Depuis cette époque le nom de pegmatite a été appliqué au groupe des roches granitiques à grain grossier, se rencontrant habituellement sous la forme de dykes et plus généralement à toutes les roches ce structure et de gisements équivalents: syénite-pegmatites, diorite-pegmatites, gabbro-pegmatites, etc.

Dans la région étudiée, les vraies pegmatites, c’est-à-dire les granites pegmatites sont très abondantes mais on rencontre également des syénit pegmatites et des syénit pegmatites à néphéline. Nous ne déerirons iei que les granit pegmatites, réservant l'étude des autres, pour la partie de ce rapport qui traite des syénites à néphéline,

Nous avons vu que les granites et les gneiss granitoides renferment partout des massifs de pegmatite plus ou moins bien définis et plus ou moins réguliers. Ces massifs ont souvent des formes de grandes éclaboussures que Lehmann a si heureusement désigr’es sous le nom de ‘“flammen"! d'asprès l'aspect de fiammes que ces massifs revêtent souvent, D'autre fois la pegmatite se rencontre disséminée dans toute la roche sous forme de massifs plus petits et beaucoup moins fantasques: ces massifs s'allongent en trainées à grains grossiers, lorsque la roche a été soumise à un mouvement de translation distinct, La pegmatite est surtout formée de quartz et de feldspath: elle est plus pauvre en éléments ferromagnésiens que le reste du granite.

Ces parties grossièrement cristallines semblent avoir été les dernières a se solidifier dans le magma. De même, lorsque les granites batholithiques disloquent les terrains au travers desquels ils se fraient un passage, c'est un facies pegmatitique grossier du granite qui se développe dans les fentes, donnant naissance ainsi à ce que l'on appelle habituellement des dykes de pegmatite. Ces dykes traversent tous les terrains de la région; ils sont particulièrement abondants aux points où la croute recouvrant le granite profond est mince, ou encore, sur le bord des massifs intrusifs, là où la roche envahie à été soulevée et déplacée par le granite. C'est ainsi qu'on rencontre avec une grande abondance des dykes pegmatitiques dans le grand banc de calcaires et de gneiss sédimentaires qui a été écrasé entre les batholithes de Burleigh et d’Anstruther, à l'ouest et au sud, le botholithe de Me huen à l’est et le massif granitique de Chandos au nord. On en trouve également beaucoup dans tous les bancs calcaires qui séparent les batholithes de la partie ouest de la feuille d'Haliburton. Des l'angle sud est des feuilles d’Haliburton et de Bancroft le manteau sédimentaire est plus épais, le granite

‘Untersuchungen uber die Entstshung der altkyrtallinischeen Schicfergesteine. Bonn, 1884. Page 24 et seq.

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y apparait moins fréquemment et les dykes de pegmatite y sobt plutôt rares.

Les aires batholithiques et la région des gneiss granitoides présentent elles mêmes des points où la foliation s'interrompt brusquement devant des failles: la roche granitique a été elle même affectée de mouvements alors qu'elle était déjà dans un état pâteux prononcé: on peut dire plus exactement que les mouvements lents et progressifs qui donnérent naissance à la foliation furent interrompus localement par des mouvements brusques le long de certaines lignes de rupture. L'observation montre que ces failles sont toujours remplies de pegmatite. (Voir planche XXT). Habituellement les épontes de ces dykes ne sont pas nettes et la pegmatite disparait assez graduellement dans la masse granitique. Un exemple remarquable de ce phénomène se présente sur une grande échelle le long de la faille qui se trouve à l’est du batholithe de Burleigh et que nous avons décrite page 20; de même, les points où les masses batholitiques s’allongent et se retournent brusquement sur elles mêmes sont très propices à l'apparition de la pegmatite: il semble que cette roche ait immédiatement rempli les fentes développées dans la roche. On en voit de bons exemples dans le coude très prononcé que fait le batholithe de Burleigh entre les lacs Long et Trout, sur les lots 14, 15 et 16, concessions V et VI de Burleigh. On voit là un grand massif pegmatitique dont le grain varie d'ailleurs beaucoup d'un point à l’autre. Il est évident que tous ces gisements ont été formés par le remplissage de fissures, soit au moment de leur ouverture soit après, et que la pegmatite provenait de parties du magma encore liquides, einprisonnées soit en profondeur soit en certaines parties de la roche en voie de consolidation

La pegmatite apparait, en fait, comme la matière cicatrisante universelle de toutes les blessures et de toutes les fractures des diverses roches de la région.

Les dykes de pegmatite ont des puissances très variables: ce sont tantôt des veinules de moins d'un pouce de large, tantôt de véritables dykes de plusieurs pieds où même de plusieurs yards d'épaisseur. (Voir planche XXII). Dans le nord ouest de la feuille d'Haliburton, ils dépassent rarement l'épaisseur de 6 pieds. C’est dans les cantons de Methuen et de Burleigh que se trouvent les plus larges: l’un d'eux, celui du lot 9, concession

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XII, Burleigh, atteint 250 pieds: d’utres du même district sont encore plus grands. Lorsque ces dykes atteignent d’ailleurs des puissances plus grandes, ils perdent leur forme à murs parallèles et prennent l'aspect de masses plus ou moins lenticulaires, comme par exemple le massif de pegmatite qui s'étend depuis la baie sud ouest du lac Jack jusqu’à la lisière est de Burleigh. De plus, ces grands dykes et massifs conservent rarement sur toute leur longueur le facies grossier des vraies pegmatites et la roche tend à passer au granite. Un des plus grands massifs pegmatitiques de la région qui conserve son facies normal se trouve sur les concessions XL, XII, et XIII de Monmouth et s'étend des lots 6 à 17 sur une superficie de 3 milles et quart. Le plus grand dyke de la région est celui qui traverse avec une forme courbe, le lac Jack dans le canton de Methuen, du lot 5, concession VIT au lot 15 de la concession IX et qu'on aperçoit sur une lonsrueur de 4 milles.

Les pegmatites sont formées presque uniquement de quartz et de feldspath: les éléments ferro-magnésiens ne se rencontrent qu'en petites quantités. Ce sont des micas noirs et de petites

segrégations assez rares de magnétite. On reconnait facilement l'existence de deux feldspaths: le premier orthoclase où microcline de couleur rose pâle, le deuxième un feldspath calcosodique de couleur grise. Ces deux feldspaths se distinguent même sur les surfaces décomposées. Au microscope les feldspaths semblent s'être développés complètement l’un dans l’autre et présentent une structure microperthitique. La pegmatite du lot 15, concession XIT de Monmouth, présente, par exemple, un feldspath potassique développé ins un oligoclase: les grands individus de microperthite ont une densité de 2,629. On trouve rarement d'autres minéraux, mais il est probable qui si on exploitait sur une grande échelle ces dykes pour leurs feldspaths on trouverait certainement, de temps en temps, les minéraux rares que l’on rencontre en d'autres régions dans des roches analogues. On trouve, cependant, dans un massif de pegmatite qui recouvre une grande partie du lot 12, concession I du canton de Minden, des amas d’un minéral noir isotrope, probablement un grenat : le plus grand de ces amas mesure, à peu près, 6 pouces par 6 pouces. On rencontre également, en quelques endroits, un peu de tourmaline noire, notamment aux environs du lac Clear sur les lots 24, 25 et 26 de la concession III de Methuen. Ce minéral

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est surtout fréquent aux points où la pegmatite s'enrichit en quartz et s’appauvrit, par suite, en feldspath. On a rencontre, en un seul endroit du dyke pegmatitique un peu de graphite. Ce gisement remarquable se trouve sur le lot 38, concession I du canton d’Anstruther. Une description en a été donnée à la page 000 dans la partie de ce rapport qui traite des ressources économiques de la région. L'intérêt que présente ce gisement est dû au fait que le graphite se rencontre là au milieu même de la roche éruptive et doit être considéré, naturellement, comme provenant de la consolidation du magma, tout comme les autres minéraux. L'origine ignée de ce graphite n'est cependant pas tout à fait indiscutable, attendu que les dykes recoupent des calcaires très altérés qui auraient pu fournir à la pegmatite des matières charbonneuses.!

Dans la plupart des cas, la composition minéralogique de la pegmatite ne semble pas avoir été influencée par le caractère de la roche encaissante. C’est ainsi que les grands essaims de pegmatite qui recoupent les calcaires cristallins du canton de Burleigh, ont la même composition et le même aspect que ceux qui recoupent les gneiss granitoides. Dans le sud-ouest de la région couverte par les cartes, les pegmatites qui traversent les grandes intrusions d'amphibolites et les autres roches basiques qui se trouvent «ans les gneiss, contiennent cependant assez fréquemment une quantité beaucoup plus considérable de biotite que les pegmatites normales; il semble que les roches encaissantes aient fourni à ces pegmatites quelques-uns des éléments qui leur sont propres; mais ainsi que nous l’avons dit, les roches encaissantes n’ont en général aucune influence.

La structure des dykes pegmatitiques est une structure à gros grains plus ou moin: réguliers. Une des caractéristiques les plus nettes des pegmatites de la région est constituée par la variation extrêmement rapide de la grosseur des grains d’un point à l’autre; un grain grossier passe quelquesfois à un grain fin dans l’espace de quelques pieds. On n’observe pas dans les dykes de cette région, les cristaux de feldspath de plusieurs pieds de long

Voir Kemp, J. F.—Pre-Cambrian Sediments in the Adirondacks. Science, July 20, 1900. L'auteur discutant l’origine des graphites dans les calacires écrit: “Malgré la présence de très petites quantités de graphite dans les roches éruptives, Mon opinion, basée sur l'observation, est que le graphite se trouvait dans les calcaires, les quartzites et les gneiss, qu'il en a été retiré et qu’il a recristallisé au milieu des roches éruptives par l’action des agents métamorphiques.”

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que l'on rencontre dans d’autres districts. On sait que la pegmatite du New Hampshire renferme des feldspaths de plus de 10 pieds de long et qu'un cristal de feldspath de la mine Américaine de Groton, mesurait 20 pieds. Brogger cite, dans les pegmatites de Norvège, l'existence de cristaux de feldspath mesurant 10 mêtres de long (près de 33 pieds).'

Les individus de feldspath de notre région dépassent rarement 6 à 7 pouces de diamètre. Peu de dykes montrent d'une façon nette la structure graphitique si bien développée dans certaines pegmatites, mais la roche a évidemment une tendance au développement de cette structure.

On remarque ecpendant quelquefois, une structure miarolitique très grossière, et les grandes cavités en forme de druses sont formées de grands cristaux d'orthoclase et &. quartz en même temps que de biotite. On a trouvé un bon exemple de cette structure dans la mine de mica qui se rencontre à l’ouest de la route d'Hastings, sur le lot 18 du canton d'Herschel à peu de distance au nord du bureau de poste de Bird Creck.

Quelques cristaux «'orthoclase provenant de cette localité avaient des contours cristallographiques parfaitement définis; ils mesuraient près de 2 pieds de diamètre: les cristaux hexagonaux «le quartz à pointements pyramidaux avaient souvent 1 à 2 pieds de longueur et 2 à 5 pouces de diamètre, Ces cristaux de quartz sont une illustration parfaite et claire de la manière dont la cristallisation s’est effectuée. Beaucoup de grands cristaux sont formés par l'accolement et l'accroissement simultané de plusieurs cristauxvoisins. Les fentes entre ces cristaux sont oceupées par le la silice sans qu'il n'y ait jamais aucune diccontinuité optique. On rencontre un gisement analogue au sud de la route qui va de Maynooth à Combermere, à peu près à 9 milles à l'est de Maynocch, mais les éléments constitutifs du dyke sont de l'orthociase, de l'albite et de la calcite. Les cristaux d’'orthoclase ont souvent plus d'un pied de diamètre et présentent des faces cristallines nettes: ceux d’albite sont moins grands mais peut-être plus parfaits. Le centre du dyke était formé principalement le masses irrégulières d’une caicite grossièrement cristalline dans laquelle on rencontrait quelquefois de beaux cristaux d'alkite. La calcite avait évilemment la même origine que les feldspaths. (Voir planches X XIII et XXIV).

‘Canadian Record of Science, Vol. 6, No. 67.