RG 2011-02.indd
publicité
RG 2011-02 Géologie de la partie orientale de la région de Baie-Comeau (partie ouest de 22G) Abdelali Moukhsil, Pierre Lacoste, Fabien Solgadi, Jean David Un site géologique exceptionnel : Mangérite de la Suite plutonique de Pointe-des-Monts coupée par un dyke de diabase d’âge éocambrien. Affleurement 09-AM-053. 2011 Géologie de la partie orientale de la région de Baie-Comeau (partie ouest de 22G) Abdelali Moukhsil, Pierre Lacoste, Fabien Solgadi1, Jean David2 RG 2011-02 Mots-clés : Grenville, anorthosite, monzonite, Ni-Cu, ilménite, uranium, pierres architecturales 1. MRNF (Ministère des Ressources naturelles et de la Faune) 2. GEOTOP UQAM-McGill 2 DOCUMENT PUBLIÉ PAR GÉOLOGIE QUÉBEC Direction générale Robert Marquis Bureau de l’exploration géologique du Québec Sylvain Lacroix Direction de l’information géologique du Québec Luc Charbonneau Lecture critique Aphrodite Indares Édition Joanne Nadeau, ing. Dessin Johanne Jobidon Assistance technique Ghislain Roy, Claude Guérin et Frédéric St-Pierre Graphisme André Tremblay Document accepté pour publication le 12 mars 2010 Dépôt légal – Bibliothèque et Archives nationales du Québec ISBN : 978-2-550-60885-1 © Gouvernement du Québec, 2011 3 Résumé La région cartographiée est localisée à l’est de Baie-Comeau, sur la Côte-Nord. Le projet constitue la continuité d’un programme d’acquisition de données géoscientifiques dans la partie centrale de la Province de Grenville. Ce levé géologique couvre les feuillets SNRC 22G05, 22G06, 22G11, 22G12, 22G13, 22G14 et 22G15. Plusieurs lithodèmes d’âge mésoprotérozoïque, constitués de roches métasédimentaires et intrusives (mafiques à felsiques) ont été définis dans la région. On observe, du plus ancien au plus jeune : le Complexe de Bourdon (paragneiss, quartzite, migmatites, roches calco-silicatées et pegmatites), la Suite plutonique de Lanctot (granite, charnockite, monzonite quartzifère, mangérite), la Suite plutonique de Belinda (monzodiorite, monzonite quartzifère, mangérite), la Suite plutonique de Bignell (granite, charnockite, monzonite, mangérite), la Suite anorthositique de Rivière-Pentecôte (SARP; anorthosite, leuconorite, leucotroctolite), la Suite anorthositique de Vallant (SAVA; anorthosite, leuconorite, leucotroctolite, troctolite), le Complexe de Baie-Comeau (gneiss tonalitiques, granitiques et granulitiques), la Suite plutonique de Varin (granite, monzonite quartzifère, mangérite, charnockite), la Suite de Louis (gabbro, gabbronorite, pyroxénite), la Suite plutonique de Pointe-des-Monts (mangérite, monzonite) et la Suite de La ligne (syénite, monzonite, granite). Des dykes de diabase d’âge grenvillien et éocambrien, ainsi que de rares affleurements de dolomie d’âge ordovicien, sont également observés dans la région. Plus de 200 analyses géochimiques ont été réalisées dans le cadre de ce projet. Ces analyses lithogéochimiques ont révélé que les roches felsiques et intermédiaires se sont mises en place dans des environnements d’arc volcanique et/ou intraplaque. La géochimie des roches métasédimentaires du Complexe de Bourdon laisse présager que les sédiments ont une origine proximale et qu’ils proviennent de l’érosion de roches ignées felsiques. Les deux suites anorthositiques se distinguent d’un point de vue géochimique et appartiendraient à deux suites de type AMCG (anorthosite-mangéritecharnockite-granite). La déformation régionale est représentée par une gneissosité et une forte foliation pénétrative, avec une orientation générale NE-SW et un pendage modéré à abrupt. Ces fabriques planaires portent des linéations à composante pendage. On observe plusieurs zones de faille et de cisaillement, dont certaines sont associées à d’importantes structures impliquant, par exemple, un chevauchement vers le NE de la Suite anorthositique de Vallant. Les résultats géochronologiques obtenus dans la région de Baie-Comeau (SNRC 22F) ont permis de documenter un total de sept événements ignés, alors que seulement quatre de ces événements (1007 à 1500 Ma) sont reconnus dans la région cartographiée (SNRC 22G). La zone de métasédiments du Complexe de Bourdon documentée dans la région de Baie-Comeau se prolonge dans la région cartographiée. Ces derniers constituent un événement sédimentaire (<1492 Ma) commun à l’ouest et à l’est de Baie-Comeau. Les événements ignés les plus documentés sont matérialisés par un magmatisme anorogénique associé à la mise en place de deux suites AMCG. La première suite s’est mise en place entre 1350 et 1364 Ma (SARP) et la deuxième, entre 1140 et 1160 Ma (SAVA). Comme dans la région de Baie-Comeau et ailleurs dans la Province de Grenville, l’orogenèse grenvillienne, qui s’étale de 1100 à 980 Ma, est marquée par la mise en place de suites plutoniques felsiques à mafiques. Bien que le métamorphisme régional varie du faciès supérieur des amphibolites à celui des granulites dans la région, les événements métamorphiques ne sont pas définis par datation géochronologique. Plusieurs types de minéralisations ont été rencontrés dans la région : 1) les minéralisations de Ni-Cu dans les roches ignées mafiques à ultramafiques; 2) les minéralisations de Ni-Cu-Co dans les roches ignées mafiques à ultramafiques associées aux anorthosites; 3) les minéralisations de Ni-Cu-Co-Zn dans des gabbros, 4) les minéralisations d’Ag épigénétiques; 5) les minéralisations de Pb-Zn-Ag épigénétiques; 6) les minéralisations d’Au-Cu-Zn; 7) les minéralisations de Fe-Ti ± P dans les gabbronorites; et 8) les minéralisations d’U-Th dans les pegmatites et les migmatites. Plusieurs sites d’intérêt sont connus pour la pierre architecturale et de nouvelles cibles ont aussi été observées. Finalement, quelques sites pour les minéraux industriels comme le quartzite, la sillimanite et le grenat, ont été identifiés. 4 5 Table des matières Résumé ..................................................................................................................................................... 3 INTRODUCTION ET ACCÈS ............................................................................................................................ 7 Travaux antérieurs ................................................................................................................................... 7 Remerciements ........................................................................................................................................ 7 STRATIGRAPHIE............................................................................................................................................... 8 Introduction ............................................................................................................................................. 8 Description des lithodèmes ....................................................................................................................... 8 Complexe de Bourdon (mPbou) ........................................................................................................... 8 Suite plutonique de Lanctot (mPlct) ................................................................................................... 10 Suite plutonique de Belinda (mPbda) ................................................................................................. 10 Suite plutonique de Bignell (mPbil) ................................................................................................... 11 Suite anorthositique de Rivière-Pentecôte (mPpen) ........................................................................... 11 Suite anorthositique de Vallant (mPval) ............................................................................................. 12 Complexe de Baie-Comeau (mPbcm)................................................................................................. 12 Suite plutonique de Varin (mPvar) ..................................................................................................... 12 Suite de Louis (mPlou) ....................................................................................................................... 13 Suite plutonique de Pointe-des-Monts (mPpdm) ................................................................................ 13 Suite de La ligne (mPslg) ................................................................................................................... 13 Dykes de diabase et autres lithologies ............................................................................................... 13 LITHOGÉOCHIMIE ......................................................................................................................................... 14 Introduction ............................................................................................................................................ 14 Roches felsiques et intermédiaires .......................................................................................................... 14 Roches métasédimentaires ...................................................................................................................... 16 Roches mafiques et ultramafiques ........................................................................................................... 16 MÉTAMORPHISME ......................................................................................................................................... 16 GÉOLOGIE STRUCTURALE ......................................................................................................................... 18 Structures planaires et linéaires .............................................................................................................. 18 Contact entre la Suite anorthositique de Rivière-Pentecôte et son encaissant ......................................... 21 Contact entre la Suite plutonique de Lanctot et son encaissant............................................................... 21 Contact entre la Suite anorthositique de Vallant et ses encaissants ......................................................... 22 GÉOCHRONOLOGIE ..................................................................................................................................... 22 GÉOLOGIE ÉCONOMIQUE ........................................................................................................................... 23 Introduction ............................................................................................................................................ 23 Minéralisations de Ni-Cu ....................................................................................................................... 23 Minéralisations de Ni-Cu-Co ................................................................................................................. 24 Minéralisations de Ni-Cu-Co-Zn ........................................................................................................... 24 Minéralisations d’Ag ............................................................................................................................. 24 Minéralisations de Pb-Zn-Ag ................................................................................................................ 24 Minéralisations d’Au-Cu-Zn .................................................................................................................. 24 Minéralisations de Fe-Ti ± P .................................................................................................................. 24 Minéralisations d’U-Th .......................................................................................................................... 25 Pierre architecturale et matériaux de construction .................................................................................. 25 Minéraux industriels .............................................................................................................................. 25 DISCUSSION ET CONCLUSION ................................................................................................................... 26 RÉFÉRENCES .................................................................................................................................................. 28 6 ANNEXE - Photographies ................................................................................................................................. 30 HORS-TEXTE Géologie 1/250 000, partie ouest de 22G – Géologie de la partie orientale de la région de Baie-Comeau ........ carte RG 2011-02-C001 7 INTRODUCTION ET ACCÈS Ce rapport présente les résultats d’un levé géologique effectué par le ministère des Ressources naturelles et de la Faune du Québec (MRNF) au cours de l’été 2009. La région cartographiée est localisée à l’est de la ville de Baie-Comeau. Les secteurs cartographiés correspondent aux feuillets SNRC 22G05, 22G06, 22G11, 22G12, 22G13, 22G14 et 22G15 (figure 1). La région d’étude est accessible par la route 138 et par une multitude de chemins forestiers qui offrent un bon accès à la majeure partie du territoire cartographié. Le secteur ouest est accessible par le chemin de la Toulnustouc (figure1). Les secteurs non accessibles par voie terrestre ont été faits en hélicoptère et quelques rivages de grands lacs ont été cartographiés en utilisant un bateau motorisé. Plus tard, les travaux de Faessler (1938a et b) présentent une cartographie de la côte entre Godbout et Sept-Îles. Des études détaillées ont suivi, par exemple, Anderson (1963) s’est intéressé à la cartographie des roches entourant les anorthosites de la région de Rivière-Pentecôte. Le projet marquant jusqu’à maintenant dans la région est le « Projet Grenville », qui a permis d’établir un ensemble de cartes géologiques comme référence à l’échelle de 1/250 000 par Franconi et al. (1975). Les derniers travaux de cartographie se sont concentrés dans le secteur de Rivière-Pentecôte. Nantel et Martignole (1991) ont réalisé une étude sur l’intrusion anorthositique afin d’identifier des zones potentielles pour la pierre architecturale. La région a été l’objet de nombreux travaux statutaires par les compagnies d’exploration minière et par les prospecteurs. Ceci a permis de faire ressortir plusieurs indices minéralisés dans la région. Travaux antérieurs Remerciements Les premiers travaux de cartographie sur la Côte-Nord ont été réalisés par Richardson (1869) et Obalski (1883). Nos remerciements vont à toutes les personnes qui ont participé aux travaux sur le terrain. Les géologues Anouk Lemieux 71° 51° 67° 51° Lac Manouane N Suite anorthositique de Rivière-Pentecôte Réservoir aux Outardes 4 Réservoir Manic 3 389 Réservoir Pipmuacan 22G/15 Chemin de la Toulnustouc R09101 22G13 22G14 22G12 22G11 Suite anorthositique de Vallant 138 22G05 Labrieville 22G06 Godbout Suite plutonique de Varin Franquelin Baie-Comeau Fleuve Saint-Laurent 49° 67° 49° 71° Granite Monzonite, syénite Anorthosite Paragneiss Gabbro Mangérite, charnockite Gneiss indifférenciés Limite du levé FIGURE 1 - Carte régionale montrant la localisation de la région cartographiée (partie ouest du SNRC 22G). 8 (stagiaire de l’UQAM) et N’golo Togola, les aides-géologues Abdelhakim El Bahat (stagiaire du Maroc), Élizabeth Côté, Anthony Franco De Toni et Marie-Hélène Talbot; les personnes de soutien Robert Canapé et Wellie St-Onge. Les auteurs tiennent aussi à remercier les géologues Thomas Clark et Daniel Lamothe pour leur aide appréciée et efficace. Nos remerciements vont également aux professeurs Edward Sawyer et Alain Tremblay pour les discussions enrichissantes sur le terrain lors de leur visite respective. Un gros merci au pilote Jonathan Beaumont de Hélicoptère Panorama qui nous a transportés sur les affleurements éloignés en toute sécurité. Finalement, nous tenons à remercier Aphrodite Indares pour sa lecture critique constructive de ce rapport. STRATIGRAPHIE Introduction Les roches cartographiées dans le cadre de ce projet sont majoritairement d’âge mésoprotérozoïque à l’exception de quelques dykes de diabase du Cambrien et de rares affleurements de dolomie d’âge ordovicien. Elles font partie de la province géologique de Grenville (Rivers et al., 1989) alors que les dolomies appartiennent à la plate-forme du Saint-Laurent. L’empilement stratigraphique défini pour les lithologies cartographiées est basé sur les relations sur le terrain, sur la géochronologie et sur l’ordre stratigraphique établi dans la région de Baie-Comeau (SNRC 22F, Moukhsil et al., 2009a et b). Description des lithodèmes Complexe de Bourdon (mPbou) Le Complexe de Bourdon, daté à 1491 Ma (U/Pb sur zircon détritique dans un quartzite, David et al., 2010b; Moukhsil et al., 2009b), a été défini pour la première fois au nord de Baie-Comeau par Moukhsil et al. (2007). Ce complexe affleure surtout dans les feuillets SNRC 22G06, 22G11 et 22G13, et occupe près de 25 % de la superficie cartographiée. Il est constitué de trois unités (mPbou1, mPbou2 et mPbou4; figure 2 et carte hors-texte). L’unité mPbou1 est composée de paragneiss, de paragneiss migmatitisé et de migmatite. Les paragneiss peuvent contenir de la biotite, de l’orthopyroxène et/ou du clinopyroxène, de la sillimanite, du grenat et localement du graphite et des traces de cordiérite. Le clinopyroxène (< 1 %) est présent surtout dans des niveaux calcareux. Des niveaux métapélitiques centimétriques riches en sillimanite (jusqu’à 50 %) et en grenat (jusqu’à 30 %) sont observés localement dans ces paragneiss. Dans ce cas, la sillimanite est en baguettes fibreuses de 0,5 à 1 cm de longueur alors que le grenat est en grains de quelques millimètres de diamètre. La présence de ces niveaux variés témoigne de l’hétérogénéité lithologique du protolithe. Les paragneiss de l’unité mPbou1 peuvent se présenter sous forme de lambeaux de longueur plurikilométrique et en enclaves dans quelques-unes des intrusions présentes dans la région. Les paragneiss migmatitisés ont subi une fusion partielle responsable de leur apparence en lits clairs et lits sombres. Les lits clairs (mobilisat et/ou leucosome) sont riches en quartz, en feldspath avec un peu de biotite, et contiennent localement de l’orthopyroxène alors que les lits sombres (restite et/ou mélanosome) sont riches en biotite et localement en sillimanite et grenat. Dans ce dernier cas, on reconnaît facilement l’origine sédimentaire de ces gneiss, qui aurait subi une faible fusion partielle. Ces gneiss montrent typiquement 5 à 10 % de mobilisat, de composition granitique, et rarement jusqu’à 50 %, d’où l’attribution du nom de paragneiss migmatitisés. Les migmatites sont surtout à texture stromatique avec du mobilisat qui contient localement de l’orthopyroxène. Le pourcentage de mobilisat dans ces roches est alors supérieur à 50 % et celles-ci proviennent toujours de la fusion partielle de roches sédimentaires, avec un rubanement de lits clairs et de lits sombres. Ces lits sont irrégulièrement plissotés après une ou plusieurs déformations importantes (photo 1, en annexe). D’autres textures sont aussi observées dans ces migmatites telles que la texture nébulitique (composition granitique à tonalitique à biotite) et la texture à plis ptygmatitiques (migmatite très déformée avec plissement très hétérogène) et des schlierens. Des structures de boudinage de dykes amphibolitiques sont observées dans l’ensemble des roches formant l’unité mPbou1. L’unité mPbou2 est constituée de quartzite de teinte blanchâtre à grisâtre se présentant en deux bandes (feuillets SNRC 22G11 et 22G12) d’environ 50 à 100 m de largeur sur environ 500 m à 1 km de longueur. Cette unité est donc moins présente dans la région cartographiée par rapport à la région adjacente, à l’ouest (SNRC 22F; Moukhsil et al., 2009b). La granulométrie de ces quartzites est généralement grossière avec des grains d’environ 1 cm de diamètre. En terme de pureté, le meilleur affleurement est observé au niveau de la bande cartographiée dans le centre-est du feuillet 22G12 (affleurement 09-AM-200). En effet, cet affleurement forme un horizon, dont l’épaisseur peut dépasser 80 m, et montre peu de rubanement feldspathique de teinte grisblanc-rosé, ce qui témoigne de sa pureté (voir le chapitre « Géologie économique »). L’unité mPbou4 représente moins de 1 % du Complexe de Bourdon. Elle correspond à des paragneiss de teinte verdâtre contenant jusqu’à 15 % de diopside. Son protolithe serait une roche sédimentaire calcareuse. Cette unité est toujours associée à l’unité mPbou1, soit sous forme de niveaux millimétriques à centimétriques, en boudins étirés et transposés, soit en nodules quand les paragneiss sont très déformés. Des pegmatites roses ou blanches sont associées aux unités du Complexe de Bourdon. Ces pegmatites sont constituées majoritairement de quartz, de feldspath potas- 9 50°00' 66°45' SS SS S SSS SSS SSS SSS SSS S SSS SS SSS SSS SSS SSS S S S SSS SSS SSS SSSS SSSSS SSSSS SS S SS S S S S S S S SSSSSSSSSSSSS SS SSS S SSSSSSSSSSSSS SSSSSSSS SSSS SSSSS SS SSSSS SSSS SS SSSSSSSSSS SSSSSSSSSS SS SSSS SSS S S S S S S S SS SSSS S SSSS SSS SSSSS SS S SSSS SSS SSSSSS SS S S S S S SSSS SSS SSSSSS S SSSS SSS SSSS SSSS S SSS SSSSS SSS SSSS SSSS SSSSS SSS S S S S S SSSSSS S S SSSSSSS SSSSSSS SSSSSSSSSSSS SSSSSS SSSSSSSSSSSSS SSSSSSSSSS SS S S S S S SS SS SSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSS SSSSSS SSSS S S S S S SSSSS SSSSSS SSSSS S S SSSSSS SSSSSS SS 68°00' 50°00' mPbou mPbcm mPlct mPbil mPbou mPlct Lac Paul-Côté Lac Georgette Lac Pentecôte N mPpen SS SS SS SSS S S SSS SSS S SSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSSS mPbcm mPlct Lac de la Grande Baie mPvar mPbil Rivière B ignell mPbou mPlou RivièrePentecôte Pointeaux-Anglais ière Riv Fleuve Saint-Laurent mPbda SS SSS SSS SSS S S S SSS SSS SSS SS Riv mPvar Baie des Homards mPlct mPbda Rivière de la Trinité Lac Dionne bout ière God mPval * Île du Grand Caouis S8 Faille : Fra Chevauchement elin mPval SSSS SSS SSSS nqu mPbou Baie-Trinité Lac Blanc Cisaillement À mouvement non déterminé mPpdm Pli mPslg Pointedes-Monts Godbout Franquelin Grande baie Saint-Nicolas 0 5 10 15 20 km 66°45' 68°00' mPbda 49°15' 49°15' Légende stratigraphique Mézoprotérozoïque Suite de La ligne mPslg Syénite, monzonite et granite Suite plutonique de Pointe-des-Monts mPpdm Mangérite, monzonite quartzifère, granite Suite de Louis (<1060 ±2,9 Ma, David, 2006) mPlou Gabbro, gabbronorite, pyroxénite Suite plutonique de Varin (1059-1007 Ma, David et al., 2009) mPvar Granite, monzonite, mangérite, charnockite Complexe de Baie-Comeau (1101 ±18 Ma, David et al., 2009) mPbcm Gneiss granulitique, tonalitique et granitique Suite anorthositique de Vallant (1148 Ma, David et al., 2010a) mPval Anorthosite, leuconorite, leucotroctolite, troctolite Suite anorthositique de Rivière-Pentecôte (1354 ±3 Ma, Machado et Martignole, 1988) mPpen Anorthosite, leuconorite, leucotroctolite, ferrodiorite et amphibolite Suite plutonique de Bignell (1364 +2,7/-1,4 Ma, ce rapport) mPbil Granite, charnockite, monzonite, mangérite Suite plutonique de Belinda (1365,7 ±6,3 Ma, ce rapport) mPbda Monzodiorite, monzonite quartzifère, mangérite renfermant des enclaves mafiques et métasédimentaires Suite plutonique de Lanctot (1373 +11/-7 Ma, ce rapport) mPlct Granite, monzonite, mangérite, charnockite Complexe de Bourdon (1491 Ma, David et al., 2010b) mPbou Paragneiss, paragneiss migmatitique, migmatite, quartzite, roches calco-silicatées Légende lithologique Paléozoïque (Ordovicien) S8 Dolomie FIGURE 2 - Carte géologique simplifiée de la partie orientale de la région de Baie-Comeau (partie ouest de 22G). 10 sique, de plagioclase et de biotite ainsi que de quantités moindres de magnétite, d’apatite, d’allanite et de zircon; elles sont localement uranifères et peuvent être concordantes ou discordantes. Les pegmatites concordantes sont typiquement de couleur blanchâtre et sont intercalées dans les paragneiss migmatitisés de l’unité mPbou1. Alors que les pegmatites discordantes sont généralement de teinte rosâtre et sont également uranifères (voir le chapitre « Géologie économique »). Finalement, plusieurs veines de quelques centimètres de largeur sur plus de 10 m de longueur ont été observées le long de la route 138, à proximité du rivage du fleuve Saint-Laurent à l’est de Franquelin (figure 1). Ces veines recoupent les paragneiss et sont remplies de carbonates de couleur blanc-rosé, constitués essentiellement de calcite accompagnée localement d’un faible pourcentage de galène et de sphalérite. Ces veines sont le résultat d’un remplissage par des fluides percolant des formations ordoviciennes de la plate-forme du Saint-Laurent qui couvraient alors le Grenville dans cette région. Suite plutonique de Lanctot (mPlct) De 1983 à 1987, Nantel et Martignole (1991) ont réalisé une étude lithologique, pétrographique et structurale du complexe appelé alors Complexe anorthositique de Rivière-Pentecôte. Ils l’ont subdivisé en deux parties : massif anorthositique (renommé ici Suite anorthositique de Rivière-Pentecôte = SARP) et enveloppe mangérito-granitique (appelée ici Suite plutonique de Lanctot). La région cartographiée par ces auteurs couvrait une grande partie du feuillet 22G14, 22G15 NW, 22J02 SW et 22J03 SE à l’échelle de 1/50 000. Emslie et Hunt (1990) ont daté une monzonite quartzifère à orthopyroxène (mangérite) dans le feuillet 22J03, au NE de la région sous étude, et ont obtenu un âge de 1365 +7/-3 Ma (U/Pb sur zircon). Selon Nantel et Martignole (1991), cette monzonite appartient à l’enveloppe mangérito-granitique. Notre étude a permis d’estimer l’âge (U/Pb sur zircon) du Lanctot à 1373 +11/-7 Ma (voir le chapitre « Géochronologie »). Il est raisonnable d’accepter une fourchette d’âge variant de 1365 à 1373 Ma pour la Suite plutonique de Lanctot. La Suite plutonique de Lanctot est subdivisée en trois unités (mPlct1, mPlct2 et mPlct3). Nous référons le lecteur aux descriptions de Nantel et Martignole (1991) pour plus de détails sur la pétrographie de cette suite. L’unité mPlct1 occupe moins de 8 % de la superficie de la Suite plutonique du Lanctôt, affleure surtout dans la partie nord du feuillet 22G11 et se prolonge vers le nord dans le feuillet SNRC 22G14 au sud du lac Pentecôte (carte hors-texte). Cette unité est constituée surtout de mangérite (monzonite à orthopyroxène) à grain grossier, généralement, de couleur verdâtre en surface fraîche et de teinte cassonade en surface altérée avec généralement, une croûte d’altération brunâtre à blanchâtre d’épaisseur millimétrique à centimétrique. La texture porphyrique à feldspath potas- sique microperthitique (mésoperthite et antiperthite) est localement observée dans cette unité. Ces phénocristaux représentent près de 20 % de la roche et le pourcentage de quartz varie d’un affleurement à l’autre sur la même zone d’affleurements. Le quartz varie de 10 à 25 % (de monzonitemonzonite quartzifère à granite) et l’orthopyroxène varie de 1 à 5 % de la roche (mangérite à charnockite). L’unité mPlct2 occupe moins de 1 % de la superficie et affleure uniquement dans le coin NNW du feuillet 22G15 (carte hors-texte). Les affleurements visités de cette unité sont des charnockites porphyriques à feldspath potassique et à quartz bleu (photo 2, en annexe) avec localement, quelques enclaves centimétriques de composition anorthositique à leuconoritique. Les phénocristaux de feldspath potassique varient de 3 à 5 cm de longueur. L’unité mPlct3 représente plus de 95 % de la superficie de la Suite plutonique de Lanctot. Elle affleure à l’ouest du 22G14 où elle constitue la bordure ouest de la Suite anorthositique de Rivière-Pentecôte, correspondant ainsi à un contact cisaillé avec un mouvement senestre (voir le chapitre « Géologie structurale »). Elle continue vers le sud et occupe le coin NE du feuillet 22G11. Cette unité est composée de granite, de monzonite quartzifère, de mangérite et de charnockite. Généralement, toutes ces roches ont conservé la texture porphyrique primaire, témoin de leur origine ignée. Les phénocristaux de feldspath potassique constituent jusqu’à 70 % de la roche avec une texture rapakivi préservée. Localement, on observe des phénocristaux de feldspath potassique en forme d’amande, donnant l’apparence d’un gneiss oeillé aux différents faciès granitique et monzonitique de l’unité mPlct3. Ces cristaux en forme d’amande sont observés en s’approchant du contact cisaillé entre la Suite plutonique de Lanctot (mPlct3) et la SARP. La texture oeillée, bien que non généralisée, résulte probablement d’un étirement et d’un amincissement des extrémités des phénocristaux de feldspath potassique pendant une déformation de haute température (métamorphisme de haut grade) subie par la roche. En plus, la présence d’orthopyroxène et d’orthose mésoperthitique dans cette suite plutonique indique que ces roches ont cristallisé dans des conditions de température élevée. Suite plutonique de Belinda (mPbda) La Suite plutonique de Belinda (mPbda) est une nouvelle unité formelle introduite pour définir les roches ignées principalement de composition monzodioritique, datées (U\Pb sur zircon) à 1365,7 ±6,3 Ma (voir le chapitre « Géochronologie »). Cette suite affleure surtout dans la partie est de la région où elle constitue la bordure orientale de la Suite anorthositique de Vallant dans les feuillets SNRC 22G05, 22G06 et 22G11 (carte hors-texte). La Suite plutonique de Belinda est facile à cerner à partir des cartes aéromagnétiques dans les feuillets 22G06 et 22G11. Les affleurements typiques (photo 3, en annexe) de cette suite sont localisés le long de la rive du Saint-Laurent à l’est du village de Godbout (figure 1). 11 La Suite plutonique de Belinda est constituée de monzodiorite, de monzonite quartzifère, de monzonite à orthopyroxène et à feldspath potassique microperthitique (mangérite), et de quantités mineures de diorite et de diorite quartzifère. Ces roches sont souvent à texture porphyrique et la déformation et la recristallisation bien présentes oblitèrent complètement le caractère porphyrique initial. Localement, cette suite renferme des essaims d’enclaves de diorite (photo 4, en annexe) et/ou des fragments de dykes d’amphibolite et des écrans de roches supracrustales (paragneiss du Complexe de Bourdon, amphibolite, roches calco-silicatées). Les enclaves mafiques sont interprétées comme le résultat d’un mélange de deux magmas donnant naissance à la Suite plutonique de Belinda. Les enclaves ignées et les roches formant cette suite sont porphyriques, surtout à feldspath potassique. Suite plutonique de Bignell (mPbil) La Suite plutonique de Bignell est une nouvelle unité formelle qui affleure dans le NW de la région, surtout dans le feuillet 22G13 où elle se trouve injectée dans le Complexe de Bourdon et forme les reliefs imposants de ce secteur (figure 2 et carte hors-texte). Un âge (U/Pb sur zircon) de 1364 +2,7/-1,4 Ma a été obtenu pour cette suite (voir le chapitre « Géochronologie »). Cette suite, à texture porphyrique, est constituée de granite, de charnockite et de monzonite avec ou sans orthopyroxène (mangérite). Elle contient des enclaves centimétriques à métriques de paragneiss (unité mPbou1). Elle est généralement non déformée et montre des grains de quartz enfumé et interstitiel. Sous le microscope, le granite et la charnockite de cette suite montrent du feldspath potassique perthitique accompagné de quartz en grosse plage situé entre les grains de biotite et d’amphibole. Les roches de la Suite plutonique de Bignell ont subi, localement, une forte déformation représentée par des tectonites en L (fabrique linéaire importante, L>S) au niveau des zones de faille (photo 5, en annexe). Suite anorthositique de Rivière-Pentecôte (mPpen) Tel que mentionné plus haut, la Suite anorthositique de Rivière-Pentecôte (SARP) a été étudiée par Nantel et Martignole (1991). Ces derniers lui ont assigné le terme de Complexe anorthositique de Rivière-Pentecôte avec son enveloppe mangérito-granitique. Le terme de suite est plus approprié, car un complexe comprend plusieurs lithodèmes associés et de même classe, conformément au Code stratigraphique nord-américain (MER, 1986). Un âge de 1354 ±3 Ma (U/Pb sur zircon, Machado et Martignole, 1988) a été obtenu sur une leuconorite à grenat de la SARP. Cette suite, de forme circulaire et d’environ 30 km de diamètre, affleure surtout dans le feuillet 22G14 et se prolonge vers l’est dans le feuillet 22G15 et vers le sud dans 22G11 (figure 1 et carte hors-texte). Nantel et Martignole (1991) ont décrit toutes les unités de cette suite, qu’ils ont subdivisée en sept unités que nous avons codifiées mPpen1 à mPpen7. L’unité mPpen1 est très restreinte, constitue moins de 1 % de la superficie de la SARP et se trouve confinée dans le SE du feuillet 22G14. Les affleurements de cette unité n’ont pas été visités dans le cadre de ce projet. La description est reprise de Nantel et Martignole (1991). Elle est constituée principalement d’anorthosite à lits de leuconorite à grain fin. L’unité mPpen2 affleure uniquement dans le centre de la SARP dans le feuillet 22G14 (carte hors-texte). Elle est composée d’anorthosite à pyroxène, d’anorthosite pegmatitique, d’anorthosite hololeucocrate et de leuconorite. L’anorthosite est de couleur noire à grise, relativement peu fracturée, et ne semble pas avoir enregistré de déformation. L’anorthosite noire est exploitée pour la pierre architecturale sous le nom commercial de Noir-Nordique (voir le chapitre « Géologie économique »). Dans ce cas, l’anorthosite est composée de 90 à 95 % de plagioclase de type andésine à labradorite (<3 cm de longueur), de 5 à 10 % de pyroxène généralement altéré en amphibole et de traces d’olivine. Localement, l’anorthosite est à grain grossier à pegmatitique; quelques affleurements montrent une légère recristallisation intergranulaire du plagioclase. La leuconorite est sous forme de lits centimétriques à métriques ou de petits amas de 2 à 10 cm de longueur à l’intérieur de l’anorthosite. Quelques textures de couronnes, dont le coeur est formé d’orthopyroxène et l’extérieur est constitué d’amphibole, sont observées dans la leuconorite. L’unité mPpen3 entoure l’unité mPpen2 et représente environ 20 % de la SARP dans le feuillet 22G14. Elle est composée surtout de leucotrocrolite, d’anorthosite pegmatitique et d’anorthosite avec des grains de plagioclase à granulométrie variable jusqu’à mégaporphyroclastique (3 à 25 cm de longueur) et d’orthopyroxène. La leucotroctolite est massive avec une texture coronitique et une granulométrie moyenne à grossière. Les couronnes sont formées du centre vers la périphérie, d’olivine, d’orthopyroxène et d’un assemblage symplectique formé d’amphibole et de spinelle en contact avec le plagioclase. Localement, la leucotroctolite contient des amas (boules) de norite mesurant 2 à 10 cm de largeur, composés d’olivine, de pyroxène et de plagioclase. Une quantité mineure de norite et de leuconorite fait partie de cette unité. L’unité mPpen4 entoure l’unité précédente et représente environ 50 % de l’intrusion. Elle affleure dans le feuillet 22G14 et continue vers le sud en une mince partie dans le coin NNE du feuillet 22G11. Elle est constituée de leuconorite, de norite pegmatitique et d’anorthosite. Une forte recristallisation des plagioclases est observée dans ces roches près du contact cisaillé avec la Suite plutonique de Lanctot. Sinon, ailleurs, les plagioclases sont mégacristiques et sont entourés d’orthopyroxène interstitiel, qui est parfois transformé en partie ou en totalité en biotite et en hornblende. L’unité mPpen5, la plus restreinte des unités de la SARP, se trouve confinée dans le coin NNW du feuillet 22G15, mais affleure surtout à l’extérieur de la région étudiée. Les affleurements de cette unité n’ont pas été visités dans le cadre de ce projet et la description suivante est reprise de Nantel et Martignole (1991). Cette 12 unité est constituée de leuconorite à apatite, de ferrodiorite et d’amphibolite. L’unité mPpen6 affleure principalement dans le feuillet 22G14 où elle forme la bordure nord de la SARP. Elle constitue également des lentilles kilométriques dans les unités mPpen3 et mPpen4 (carte hors-texte). Elle est définie par Nantel et Martignole (1991) comme une unité transitionnelle composée de leuconorite à xénocristaux de plagioclase, d’anorthosite pegmatitique, de leuconorite à petits prismes de plagioclase, de pyroxénite, de leuconorite à grain fin et de norite à quartz bleu et à cordiérite. Nos visites de terrain dans cette unité se sont concentrées dans la bordure nord qui renferme plusieurs indices potentiels et constitue un métallotecte pour des minéralisations de sulfures (Ni-Cu; voir le chapitre « Géologie économique »). Dans ce secteur, la pyroxénite est faiblement magnétique, à grain grossier et est composée de plus 90 % de pyroxène et de moins de 10 % de plagioclase. Le contact entre la pyroxénite et l’anorthosite est généralement diffus. Les deux faciès se trouvent également en alternance, ce qui confère un aspect de dyke ou de filon-couche à la pyroxénite. Le caractère diffus de ce contact peut suggérer que les deux faciès sont cogénétiques. L’anorthosite est massive, de granulométrie moyenne à grossière avec moins de 3 % d’orthopyroxène. De petits niveaux de gabbronorite massif et grenu sont observés dans l’unité mPpen6. L’unité mPpen7 affleure dans le feuillet 22G15 où elle est injectée dans les unités mPpen3, mPpen4 et mPpen6 sous forme de dykes de leuconorite à olivine (Nantel et Martignole,1991). En raison de leurs liens spatiaux et temporels ainsi que de leur composition, la SARP et la Suite plutonique de Lanctot peuvent être considérées comme faisant partie d’une suite de type AMCG (anorthosite-mangérite-charnockite-granite). Suite anorthositique de Vallant (mPval) La Suite anorthositique de Vallant (SAVA) dont l’âge (U/Pb sur zircon) est de 1148 Ma (David et al., 2010a) a été nommée par Gobeil et al. (2006) dans la région du lac Varin (SNRC 22F10). Cette suite a été cartographiée par Moukhsil et al. (2007, 2009a et b) dans la région de BaieComeau (SNRC 22F) et elle se prolonge vers l’est dans le feuillet 22G. Elle s’étend sur une distance d’environ 125 km de longueur sur 10 km de largeur avec une orientation E-W dans le feuillet 22F et devient courbée en forme d’arc qui se pince vers le sud dans le feuillet 22G05 (figure 1 et carte hors-texte). Seulement trois unités (mPval1, mPval3 et mPval4) sont présentes dans le SNRC 22G. L’unité mPval1 est la plus représentée en terme de superficie. Elle est constituée d’anorthosite recristallisée de granulométrie moyenne à grossière et de couleur gris blanchâtre, à textures porphyroclastique et granoblastique. On retrouve des quantités mineures de leuconorite coronitique à travers l’anorthosite. Le degré de recristallisation des plagioclases s’intensifie en s’approchant du contact nord de la SAVA. L’unité mPval3 est observée dans les zones de contact de la suite avec ses encaissants dans les feuillets 22G12 et 22G05 (carte hors-texte). Elle est composée de leucotroctolite et de troctolite coronitiques à granulométrie moyenne à grossière. Ces deux lithologies sont massives, foliées ou litées et renferment entre 10 et 25 % de minéraux ferromagnésiens (olivine, orthopyroxène, biotite, hornblende). Les couronnes sont formées d’orthopyroxène lamellaire en contact avec l’olivine et d’un assemblage symplectique constitué d’amphibole et de spinelle verdâtre entre l’orthopyroxène et le plagioclase (Moukhsil et al., 2009a). Des quantités mineures d’anorthosite sont observées ici et là dans cette unité. L’unité mPval4 est l’unité la moins représentée et elle est toujours sous forme d’amas ou de niveaux centimétriques à kilométriques dans l’unité mPval3. Elle est constituée de leuconorite coronitique, massive, foliée ou litée, à granulométrie moyenne à grossière. Les couronnes sont identiques à celles observées dans l’unité mPval3. Des quantités mineures d’anorthosite sont également présentes dans cette unité. Complexe de Baie-Comeau (mPbcm) Le Complexe de Baie-Comeau a été nommé par Moukhsil et al. (2007) au nord de Baie-Comeau dans les feuillets 22F15 et 22F16. Ce complexe se poursuit vers l’est dans le nord du feuillet 22G13 et dans l’ouest du feuillet 22G05. Un âge de 1101 ±18 Ma (U/Pb sur zircon) est attribué à ce complexe (David, 2007, David et al., 2009). Il comprend les orthogneiss de l’unité mPbcm, désignés comme « gneiss indifférenciés ». Ces gneiss affleurent surtout dans le coin NW du feuillet 22G13. Ils sont constitués de trois faciès hétérogènes qui, généralement, ne peuvent être individualisés sur la carte (gneiss tonalitiques, granitiques et granulitiques). Plusieurs poches et dykes pegmatitiques, de composition granodioritique à granitique, y sont associés ainsi que d’énormes enclaves de paragneiss à biotite de l’unité mPbou1. L’unité mPbcm2 se concentre surtout dans la bordure de l’unité mPbcm dans le feuillet 22G13 (figure 2 et carte hors-texte). Elle est constituée de gneiss granitique de teinte rosâtre et contient de nombreuses enclaves tonalitiques d’épaisseur métrique qui pourraient correspondre à d’anciennes tonalites fortement migmatitisées. L’unité mPbcm1, constituée de gneiss granulitique de composition tonalitique cartographiée dans le feuillet 22F, est absente dans le feuillet 22G. Suite plutonique de Varin (mPvar) La Suite plutonique de Varin a été nommée pour la première fois dans la région du lac Varin par Gobeil et al. (2006) dans le feuillet 22F10. Cette suite a été reconnue dans l’ensemble du feuillet 22F par Moukhsil et al. (2009b). Deux unités informelles (mPvar1 et mPvar2) affleurent surtout dans les feuillets 22G05 et 22G12 (carte hors-texte). Un âge (U/Pb sur zircon) s’étalant entre 1059 et 1007 Ma est estimé pour cette suite (David et al. 2009, 13 Moukhsil et al., 2009b). L’unité mPvar1 est constituée de granite et de monzonite quartzifère à texture porphyrique et rapakivique par endroits. Ces roches, d’aspect massif à folié et localement oeillé, présentent une couleur rosée en surface fraîche et une teinte rosée ou blanchâtre en surface altérée. L’unité mPvar1 contient entre 10 et 15 % de biotite brunâtre ou verdâtre et moins de 1 % de hornblende avec localement, quelques cristaux d’orthopyroxène ou de clinopyroxène. L’unité mPvar2, de couleur verdâtre en surface fraîche et de teinte rosée en surface altérée, est considérée comme un équivalent charnockitique de l’unité mPvar1. Elle est constituée de granite et de monzonite quartzifère à orthopyroxène, contenant localement, des phénocristaux de feldspath potassique à texture microperthitique. Les contacts entre les deux unités sont souvent graduels et flous, de sorte qu’il est fréquent d’observer les deux faciès en alternance sur un même affleurement. Des enclaves gneissiques des complexes de Baie-Comeau et de Bourdon ont été observées à plusieurs endroits dans les roches de cette suite. Suite de Louis (mPlou) La Suite de Louis a été introduite par Moukhsil et al. (2007) pour décrire l’ensemble des intrusions de gabbro, de gabbronorite, de diorite, de diorite à hypersthène et de pyroxénite non apparentées avec les intrusions anorthositiques de la région de Baie-Comeau (feuillet 22F). Cette suite affleure également dans la région cartographiée sous forme de dykes ou d’intrusions, qui sont très faciles à cerner sur les cartes aéromagnétiques, par exemple au NNE des feuillets 22G12 et 22G05 (carte hors-texte). Un âge (U/Pb sur zircon) plus jeune que 1060 ±2,9 Ma lui est attribué (David, 2006, Moukhsil et al., 2009b). Les roches de cette suite se trouvent en enclaves ou en injections boudinées dans les unités avoisinantes, ce qui suggère que l’unité peut contenir des intrusions ayant des âges différents. La Suite de Louis est subdivisée en deux unités distinctes (mPlou1 et mPlou2). L’unité mPlou1 est constituée : 1) de gabbro et de gabbronorite, à texture ophitique, subophitique ou granoblastique, contenant de l’orthopyroxène ou du clinopyroxène en partie ou entièrement remplacé par de la hornblende; 2) de diorite et de gabbro en lambeaux, en enclaves ou en injections boudinées dans les unités encaissantes; et 3) de pyroxénite. L’unité mPlou2 est formée de gabbro et de gabbronorite à forte susceptibilité magnétique et est localement riche en oxydes de fer et de titane (ilménite), en magnétite et en apatite (ce type de gabbronorite est appelé OAGN = Oxyde-Apatite-Gabbronorite, acronyme proposé par Dymek et Owens, 2001). L’unité contient de rares niveaux de pyroxénite et de nelsonite et elle constitue un métallotecte pour des minéralisations de sulfures (Ni-Cu) et d’oxydes de Fe-Ti ± P (voir le chapitre « Géologie économique »). Suite plutonique de Pointe-des-Monts (mPpdm) La Suite plutonique de Pointe-des-Monts est une nouvelle unité composée de mangérite (monzonite à orthopyroxène), de monzonite quartzifère et de granite à texture porphyrique contenant des phénocristaux de feldspath potassique (2 à 40 %). L’affleurement typique de cette suite constitue les assises du site du phare de Pointe-des-Monts dans le feuillet 22G06 et constitue un site géologique exceptionnel (figure 2 et carte hors-texte). La monzonite de cette suite contient des enclaves centimétriques à décimétriques de métasédiment, de diorite, de monzodiorite et de pyroxénite. Elle est aussi injectée de dykes de diabase d’âge néoprotérozoïque ou cambrien inférieur (photo de la page couverture). Suite de La ligne (mPslg) La Suite de La ligne est une nouvelle unité qui regroupe des roches intrusives tardives qui affleurent ici et là dans la région. Les affleurements typiques sont observés à l’est de la Baie de Godbout dans le feuillet 22GO5 (figure 2 et carte hors-texte). Cette suite est constituée de syénite à granulométrie moyenne à fine plus ou moins déformée, de monzonite et de quantités mineures de granite avec ou sans allanite (Nantel et Martignole, 1991). Dykes de diabase et autres lithologies Des dykes de diabase grenvilliens et éocambriens ont été observés dans la région. Les dykes grenvilliens sont d’épaisseur centimétrique à décamétrique et donc non apparents sur les cartes aéromagnétiques. Ils sont caractérisés par une couleur gris brunâtre en surface altérée et gris-noir en surface fraîche, par une granulométrie fine à moyenne et par une texture granulaire. Sous le microscope, ces roches montrent une texture ophitique avec un assemblage minéralogique constitué de plagioclase, de clinopyroxène, de biotite, d’apatite et de minéraux opaques très finement disséminés. Les dykes de diabase éocambriens sont observés typiquement sur le site du phare de Pointe-des-Monts (photo de la page couverture). Ces dykes sont probablement associés à l’ouverture de l’océan Iapetus (océan proto-Atlantique) et à la formation du graben du Saint-Laurent (Nantel et Martignole, 1991). La roche est de couleur noire à brun typique avec des teintes verdâtres et à granulométrie très fine. Ces dykes ont des contacts nets avec la monzonite de la Suite plutonique de Pointe-des-Monts. Quelques dykes et boudins de petite taille de lamprophyre (0,5 à 1 m de largeur) de type minette ont été observés ici et là dans la région. Ils sont constitués surtout de biotite en paillettes automorphes dispersées dans une pâte microgrenue d’orthose et de biotite. Un affleurement de dolomie silteuse paléozoïque (Ordovicien) en contact de faille avec la leuconorite de la SARP (mPpen3) a été rapporté par Nantel et Martignole (1991) dans la région de Rivière-Pentecôte (feuillet 22G14; carte hors-texte). 14 LITHOGÉOCHIMIE Introduction Des analyses lithogéochimiques ont été réalisées sur des échantillons représentatifs des différentes lithologies de la région cartographiée. Un total de 122 échantillons de roches felsiques et intermédiaires et 82 échantillons de roches mafiques et ultramafiques ont été analysés. Les analyses ont été effectuées avec un spectromètre de masse au plasma par induction couplée (ICP-MS) chez ACME Analytical Laboratories à Vancouver. Environ 40 échantillons ont aussi été choisis pour des analyses économiques, pour les teneurs en Ni, Cu, ÉGP et S. Tous les résultats des analyses sont intégrés à la base de données SIGÉOM et peuvent être consultés à partir de la page Web « Produits et services en ligne – Mines », du MRNF, à l’adresse suivante : http://www.mrnfp.gouv.qc.ca/ produits-services/mines.jsp. À partir de cette page, ouvrir le produit « E-Sigeom à la carte », puis la section « Géochimie – Échantillon de roche » qui vous donne accès à différents outils d’interrogation. Roches felsiques et intermédiaires Les intrusions felsiques ou intermédiaires occupent plus de 50 % du socle rocheux de la région cartographiée. La figure 3 présente les diagrammes géochimiques illustrant les caractéristiques des intrusions felsiques de la région étudiée. En général, ces roches ont des compositions en oxydes majeurs comparables. Seuls les échantillons de la Suite de La ligne (mPslg) et du Complexe de Baie-Comeau (mPbcm) se distinguent clairement des autres roches felsiques et intermédiaires. La Suite de La ligne est essentiellement composée de syénite et de granite et est donc riche en feldspath potassique. Les proportions minéralogiques expliquent les faibles valeurs en CaO et MgO de la Suite de la Ligne (figures 3a et 3b). Par contre, le Complexe de Baie-Comeau est essentiellement composé de tonalite et ceci permet de le distinguer des autres roches felsiques qui ont plus une composition granitique (figures 3a et 3b). Selon le diagramme de l’indice de Shand (figure 3c), les échantillons des différentes roches felsiques et intermédiaires tombent dans le champ des roches métalumineuses à peralumineuses. On notera, cependant, que la majorité des échantillons de la Suite plutonique de Lanctot (mPlct) sont métalumineux et coïncident avec le domaine des granites d’origine ignée (Type I). Les échantillons de la Suite plutonique de Belinda (mPbda), de Bignell (mPbil) et de Varin (mPvar) ont une grande répartition, ceci s’explique possiblement par la grande variation lithologique de ces suites, qui comprennent des monzonites, des monzodiorites, des granites et des charnockites. Selon le diagramme de discrimination tectonique de Y + Nb versus Rb (Pearce et al., 1984; figure 3d), les roches felsiques sont situées surtout dans le champ des granites d’arc volcanique et/ou intraplaque. Sur le diagramme de Whalen et al. (1987; figure 3e), la majorité des échantillons des roches felsiques tombent dans le domaine des granites de type A (anorogénique). En particulier, les échantillons de la Suite plutonique de Lanctot coïncident tous avec le domaine des granites de type A. Le diagramme de Eby (1992; figure 3f) permet aussi de se rendre compte que la majorité des échantillons des roches felsiques et intermédiaires tombent dans le champ A2 et correspondent aux roches formées dans un contexte de marge continentale ou d’arc volcanique. Ces observations sont compatibles avec une évolution de l’environnement tectonique dans cette partie du Grenville (Emslie et Hunt, 1990). Les données géochimiques suggèrent que les roches plutoniques de la région se sont formées dans des contextes tectoniques divers, notamment de type intraplaque et de type arc volcanique, comme ailleurs dans la Province de Grenville (Rivers, 1997). Selon les spectres des diagrammes multiéléments (figures 3g1 à 3g6), les roches felsiques du Complexe de BaieComeau et de la Suite de La ligne se distinguent entre eux. Le Complexe de Baie-Comeau (figure 3g2) a une faible teneur en éléments traces alors que la Suite de La ligne (figure 3g6) est caractérisée par un pic positif en K très marqué. La Suite plutonique de Varin se distingue des suites plutoniques de Belinda et de Bignell par une anomalie négative en Th et une anomalie positive en K (figure 3g4). Les suites plutoniques de Belinda et de Bignell (figures 3g1 et 3g5) ont une forme de spectre très similaire, mais on notera cependant que la Suite plutonique de Bignell a des pics négatifs en Sr, P, et Ti plus prononcés. Ces deux suites ont possiblement une origine et une mise en place dans un contexte similaire. La Suite plutonique de Bignell pourrait provenir d’un liquide plus fractionné, similaire à celui à l’origine de la Suite plutonique de Belinda. Cette relation cogénétique entre ces deux suites est aussi confirmée par un âge proche pour les deux suites (voir le chapitre « Géochronologie »). Les échantillons de la Suite plutonique de Lanctot se distinguent de toutes les autres roches felsiques par une pente positive entre le Nb et Ta (figure 3g3). Cette caractéristique démontre une différence de contexte tectonique. Un autre environnement tectonique possible pour la mise en place de la Suite plutonique de Lanctot pourrait correspondre à un magmatisme anorogénique. Les suites AMCG (anorthositemangérite-charnockite-granite) se mettent généralement en place avec des magmas de type A (anorogénique). Ces roches ont aussi la caractéristique d’être souvent porphyriques et rapakivi (Condie, 1997). La Suite plutonique de Lanctot, qui définit la bordure de la Suite anorthositique de RivièrePentecôte (SARP, mPpen), pourrait donc correspondre, d’après ces caractéristiques pétrographiques et chimiques, au terme granitique d’une suite AMCG (voir le chapitre « Description des lithodèmes »). 15 10 5 a) 4 Type I Al/(Na+K) MgO (%) Complexe de Baie-Comeau 6 3 Complexe de Baie-Comeau 2 2 1 Suite de La ligne Suite de La ligne 0 0 50 60 70 SiO2 (%) syn-COLG d) 50 80 60 SiO2 (%) 70 Sc/Nb 1 100 Types I et S ,1 VAG ,01 10 1000 1 1000 Roches/manteau primitif g1) 104Ga/Al 100 10 g2) 100 10 1 BaRbTh K NbTa LaCe Sr Nd P SmEuTb Zr Hf Ti Y Yb 10 100 10 BaRbTh K NbTa LaCe Sr Nd P SmEuTb Zr Hf Ti Y Yb 1000 100 10 1 BaRbTh K NbTa LaCe Sr Nd P SmEuTb Zr Hf Ti Y Yb 10 100 1 g6) Roches/manteau primitif Roches/manteau primitif 10 Y/Nb g3) g5) g4) 100 1 1000 BaRbTh K NbTa LaCe Sr Nd P SmEuTb Zr Hf Ti Y Yb 1000 1000 ,1 Roches/manteau primitif 100 Y+Nb (ppm) 1000 Roches/manteau primitif A2 A1 1 Roches/manteau primitif 1,5 f) e) ORG 10 1,0 Al/(Ca+Na+K) 10 1000 Zr (ppm) Rb (ppm) 10 0 0,5 80 Type A 1 Peralcalin WPG 100 1 Type S 1 2 1000 Peralumineux c ) Métalumineux 4 8 CaO (%) 3 b) BaRbTh K NbTa LaCe Sr Nd P SmEuTb Zr Hf Ti Y Yb Légende 100 10 1 BaRbTh K NbTa LaCe Sr Nd P SmEuTb Zr Hf Ti Y Yb Complexe de Baie-Comeau (mPbcm) Suite de La ligne (mPslg) Suite plutonique de Bignell (mPbil) Suite plutonique de Lanctot (mPlct) Suite plutonique de Pointe-des-Monts (mPpdm) Suite plutonique de Varin (mPvar) Suite plutonique de Belinda (mPbda) FIGURE 3 - Diagrammes géochimiques illustrant les caractéristiques des intrusions felsiques de la région étudiée : a et b) diagrammes de Harker; c) diagramme Al/(Ca+Na+K) vs Al/(Na+K) (Maniar et Piccoli,1989). Pour c et e : Type I = source ignée; Type S = source sédimentaire; Chappell et White, 1974; d) diagramme Y+Nb vs Rb (Pearce et al.,1984). VAG = granite d’arc volcanique; ORG = granite de ride océanique; WPG = granite intraplaque; synCOLG = granite syncollisionnel; e) diagramme 104Ga/Al vs Zr (Whalen et al.,1987). Type A = magma anorogénique; Windley, 1993; f) diagramme Y/Nb vs Sc/Nb (Eby,1992). Type A1 = source d’île océanique; Type = A2 source de marge continentale ou d’arc volcanique; g1 à g6) diagrammes multiéléments, normalisés au manteau primitif (Taylor et McLennan, 1985). 16 Roches métasédimentaires La figure 4 présente les diagrammes géochimiques illustrant les caractéristiques des roches métasédimentaires, mafiques et ultramafiques de la région étudiée. Les échantillons des roches métasédimentaires du Complexe de Bourdon (mPbou1) ont été choisis avec un minimum de mobilisat afin de représenter le plus possible leur source sédimentaire. La majorité des échantillons ont une composition compatible avec une source ignée de composition tonalitique à granitique (figure 4a). Les diagrammes ternaires (CaO* + Na2O)Al2O3-K2O et (CaO* + Na2O + K2O)-Al2O3-FeO(total) + MgO); figures 4a et 4b), indiquent que l’effet de l’altération secondaire (météorique et/ou hydrothermale) est faible sur la plupart des échantillons du Complexe de Bourdon. En effet, quatre de ces échantillons sont plus enrichis en minéraux d’altération et coïncident avec le domaine de l’illite. Les autres échantillons non altérés du Complexe de Bourdon ont probablement subi un transport relativement limité et proviendraient d’une source issue des différentes suites plutoniques de la région. Cette composition des métasédiments proches de leur source ignée est aussi confirmée par le diagramme Zr/Sc versus Th/Sc (figure 4c). Sur ce diagramme, la plupart des échantillons métasédimentaires ont une composition proche de la ligne de différentiation magmatique. Ceci indique que ces métasédiments ont une source proximale et qu’ils n’ont pas subi de recyclage. Par contre, on remarque que quelques échantillons suivent la tendance de recyclage et de concentration des minéraux lourds. Ceci suggère que ces échantillons pourraient provenir de zones plus distales et de sources variées. En effet, plusieurs populations de zircon détritique ont été observées dans le quartzite (mPbou2) lors de l’estimation de l’âge maximum de sédimentation de ce complexe à 1491 Ma. Ces zircons ont retourné une grande fourchette d’âge s’étalant de 1045 à 3249 Ma (Moukhsil et al., 2009). Roches mafiques et ultramafiques Les anorthosites et les roches associées, ainsi que les gabbronorites avec ou sans oxydes de Fe-Ti ont fait l’objet d’un traitement lithogéochimique. Les résultats des analyses d’échantillons d’anorthosites (au sens strict) de la SARP (mPpen) et de la Suite anorthositique de Vallant (mPval) ont été reportés sur le diagramme Sr versus Ba (figure 4d). Pour comparaison, des analyses du Massif anorthositique alcalin de Labrieville (mPlab) (Moukhsil et al., 2007; Owens et Dymek, 2001) ont aussi été reportés sur ce diagramme. Chaque unité se distingue clairement dans trois champs distincts, ce qui est compatible avec des intrusions de magmas différents. Bien que les roches échantillonnées dans chacune des suites ne représentent pas nécessairement la composition du magma, les diagrammes présentés dans les figures 4e à 4j sont utilisés pour permettre de caractériser et de voir l’évolution des différentes suites. La SARP (mPpen) a prin- cipalement été échantillonnée et analysée lors de travaux antérieurs de Nantel et Martignole (1991). Ces roches sont composées en majorité de plagioclase de type labradoriteandésine (60-65 % An; figure 4e). Des termes plus riches en fer et magnésium existent dans cette suite, tels que des leuconorites ou des leucotroctolites (figures 4f et 4g). Dans cette suite, on retrouve également des roches intermédiaires telles que des ferrodiorites (jotunites) qui ont une composition compatible avec la tendance d’évolution sur les figures 4e à 4g. Cette observation indique que probablement les ferrodiorites de cette zone ont une origine commune avec les roches de la SARP. La Suite anorthositique de Vallant (mPval) n’a pas fait l’objet de beaucoup d’analyse dans la région couverte par ce rapport. La majorité des analyses présentées ici proviennent d’échantillons récoltés dans le feuillet SRNC 22F (Moukshil et al., 2009b). Cette suite est composée de plagioclase de type labradorite-andésine (60-65 % An; figure 4h). L’évolution vers des termes plus riches en fer et/ou magnésium est aussi visible sur les figures 4i et 4j. Les roches les plus riches en minéraux ferromagnésiens correspondent à des gabbronorites de type OAGN qui renferment parfois des quantités non négligeables d’oxydes de fer, titane et d’apatite. Les roches constituant la Suite de Louis (mPlou) sont de composition mafique à ultramafique (les oxydes majeurs varient de 26 à 61 % pour SiO2 et de 1,47 à 16,46 % pour MgO). Sur le diagramme AFM de Irvine et Baragar (1971; figure 4k), les échantillons de la Suite de Louis sont en majorité d’affinité tholéiitique. Plus précisément, dans le diagramme de Jensen et Pyke (1982; figure 4l), ces roches coïncident majoritairement avec le domaine des roches tholéiitiques riches en fer. On notera cependant, que quelques échantillons tombent aussi dans le domaine calco-alcalin et dans le domaine komatiitique. Les échantillons d’affinité komatiitique peuvent s’expliquer par le fait que les roches observées dans la région se sont probablement mises en place à grande profondeur. Il serait donc possible d’avoir des remontées de roches de composition mantellique dans cette partie du Grenville. MÉTAMORPHISME Presque toute la région a subi un métamorphisme régional prograde élevé au faciès des granulites, qui a été suivi localement par un métamorphisme rétrograde au faciès des amphibolites. Le critère diagnostique pour identifier le métamorphisme granulitique est la présence de l’orthopyroxène. Ce minéral a été observé dans les roches métasédimentaires (Complexe de Bourdon) ainsi que dans le mobilisat associé à ces dernières. Dans les roches ignées des suites plutoniques de Belinda, de Bignell et de Varin, en plus de l’orthopyroxène, on observe sous le microscope du feldspath potassique mésoperthitique. Cette texture témoigne des conditions de température élevée subies par ces roches 17 Al2O3 (mol %) c) ion t a r ent onc lourds et c ge éraux a l in cy Re de m illite MV 1 FK FD granite tonalite granodiorite HB CX 10 b) Diff é ma rentiat gm atiq ion ue PG illite a ) MV Th/Sc Alt éra tio n SM Al2O3 (mol %) .1 CL BO HB CaO*+Na2O (mol %) K2O (mol %) FeO (total)+MgO (mol %) CaO*+Na2O+K2O (mol %) .01 1 10 100 1000 Zr/Sc d) 1500 Ba ppm Al2O3 (%) An (%) 2000 f) e) lab 1000 pen 500 val 0 0 1000 2000 3000 Ab (%) Or (%) CaO (%) Fe2O3 (total) +MgO (%) Sr ppm Fe2O3 (total) +MgO (%) g) i) h) Ab (%) Fe2O3 (total) +MgO (%) Or (%) CaO (%) Fe2O3 (total) +MgO (%) Fe (total) +Ti FeO (total) (%) Th olé iitiq ue j) l) k) Calco-Alcalin Calco-Alcalin Na2O (%) CaO (%) Légende K2O+Na2O (%) MgO (%) Al Suite anorthositique de Rivière Pentecôte Suite anorthositique de Vallant Anorthosite Complexe de Bourdon Anorthosite Leuconorite-norite Suite de Louis Leuconorite-norite Leucotroctolite-troctolite Leucotroctolite- troctolite Monzonite Gabbro-gabbronorite Ferrodiorite Komatiitique riche Mg CaO (%) Th olé iitiq ue riche Fe Na2O (%) Al2O3 (%) An (%) Mg FIGURE 4 - Diagrammes géochimiques illustrant les caractéristiques des roches métasédimentaires, mafiques et ultramafiques : a) diagramme A-CN-K (Nesbitt, 2003). CaO* = CaO molaire total-CaO molaire d’apatite; FK = feldspath potassique; HB = hornblende; MV = muscovite; PG = plagioclase; SM = smectite; CX = clinopyroxène; b) diagramme CNK-A-FM (Nesbitt, 2003). FD = feldspath; BO = biotite; CL = chlorite; c) diagramme Zr/Sc vs Th/ Sc (McLennan, 1989). La ligne noire représente la différenciation magmatique ou la variation compositionnelle entre les roches mafiques et les roches felsiques; d) diagramme Sr vs Ba pour les anorthosites des suites anorthositiques de Vallant (mPval), de Rivière-Pentecôte (mPpen) et du massif anorthositique alcalin de Labrieville (mPlab); e à j) diagrammes triangulaires des principales lithologies des suites anorthositiques : e, f, g) Suite anorthositique de Rivière-Pentecôte; h, i, j) Suite anorthositique de Vallant. 1- CaO-Al2O3-(Fe2O3 (total) + MgO) (Ashwal, 1993); 2- Na2O-(Fe2O3 (total)+ MgO)-CaO; k) diagramme AFM (Irvine et Baragar,1971); l) diagramme ternaire Al-(Fe(total)+Ti)-Mg (cation) (Jensen et Pyke,1982). 18 appelées ici charnockites. La cordiérite a été observée dans les paragneiss du Complexe de Bourdon et dans les faciès de bordure de la SARP. Dans le premier cas, elle est localement associée à de la sillimanite et dans le deuxième, à du quartz bleu. Dans les deux cas, la cordiérite et le quartz bleu nous indiquent que ces roches ont subi un métamorphisme régional de haut degré. Toutefois, la présence de cordiérite et de quartz dans le faciès de bordure de la SARP peut aussi être le produit d’une contamination par des métasédiments de la région. Les paragneiss du Complexe de Bourdon constituent la lithologie qui s’apprête le mieux à une étude métamorphique. En effet, ces paragneiss montrent, sous le microscope, les paragenèses suivantes : 1) biotite + grenat ± sillimanite ± cordiérite; et 2) biotite + orthopyroxène + grenat ± cordiérite. En plus de ces deux paragenèses, des textures granoblastiques observées dans les gneiss de ce complexe témoignent du métamorphisme au faciès des granulites subi par cette lithologie. Une phase de métamorphisme rétrograde est présente et observée sous le microscope par des textures de transformation partielle à totale de l’orthopyroxène en amphibole brune à verte. Ce type de métamorphisme est aussi véhiculé par l’observation des textures coronitiques (orthopyroxène + grenat + plagioclase) dans les gabbros et les gabronorites de la Suite de Louis et dans les leucotroctolites (olivine + orthopyroxème + clinopyroxène + grenat + plagioclase) des suites anorthositiques de Vallant et de Rivière-Pentecôte. Ces couronnes peuvent être le résultat d’un métamorphisme prograde au faciès des granulites ou elles peuvent aussi se former par refroidissement lors la cristallisation de ces intrusions. Dans les leucotroctolites de ces deux suites, on observe également des textures coronitiques formées par l’olivine au centre, passant à l’orthopyroxène lamellaire vers l’extérieur, et à un mélange symplectique d’amphibole et de spinelle vert en contact avec le plagioclase. Ces couronnes sont plutôt le résultat de la réaction entre l’olivine, l’orthopyroxène et le plagioclase, ceci étant dû à un changement des conditions de pression et de température lors de la mise en place des leucotroctolites. GÉOLOGIE STRUCTURALE Structures planaires et linéaires Du litage magmatique (stratification S0), bien que rare, a été observé localement dans les anorthosites et les leuconorites des suites anorthositiques de Vallant (SAVA) et de Rivière-Pentecôte (SARP). Ces structures primaires sont définies soit par un alignement des cristaux de plagioclase (photo 6, en annexe), soit par une alternance de lithologies (anorthosite-leuconorite-norite), qui diffèrent par leur pourcentage de minéraux ferromagnésiens. Une analyse structurale des fabriques planaires (foliation, schistosité, gneissosité) et linéaires (linéations minérale et d’étirement) appliquée au feuillet 22G montre que ces fabriques forment des associations permettant de définir sept domaines structuraux. Les domaines, les trajectoires et les attitudes de ces fabriques sont résumés à la figure 5. Voir également la carte hors-texte pour les différentes structures (plis, zones de déformation, linéaments, etc.). Le domaine I (domaine Bourdon et Bignell) est localisé entre la zone qui est sous l’influence d’une zone de cisaillement majeure à l’est (domaine VII) et le secteur qui représente la structure du Complexe de Baie-Comeau à l’ouest (domaine V). Les trajectoires de la foliation dans ce domaine montrent une orientation dominante NNE-SSW à pendage abrupt. Les plans de foliation portent des linéations à composante pendage. Au centre de ce domaine, la foliation, qui est une structure grenvillienne (S2), est surtout orientée NE-SW. Cette structure se parallélise avec la structure du cisaillement à dominance N-S vers l’est. Des plis de plan axial subparallèle à cette structure sont très présents dans ce domaine et sont interprétés comme des plis de deuxième génération (P2). Les plis (P1) sont plus à axe virtuel N-S à NNW-SSE, tel qu’observé dans le Complexe de Bourdon. La forte déformation, qui va jusqu’à la transposition des plis, nous empêche de définir avec exactitude les différentes générations de plissement de la région cartographiée. Néanmoins, une troisième génération de pli (P3), avec un plan axial orienté N-S à NNE-SSW, est identifiée un peu partout dans la région. Le domaine II (domaine Rivière-Pentecôte), localisé dans la partie nord-est de la région, correspond à l’orientation de la fabrique dans la SARP. Généralement, les trajectoires de la fabrique planaire se moulent et épousent la forme de la bordure de la SARP. Cette fabrique change de direction aux niveaux des encaissants (figure 5 et carte hors-texte). Dans ce domaine, les linéations sont de type à composante directionnelle (parallèles à subparallèles à la direction du plan de la foliation) en s’approchant de la bordure de la SARP alors qu’elles sont de type à composante pendage partout ailleurs. Le domaine III (domaine Belinda) englobe surtout les lithologies les plus anciennes de la région (Complexe de Bourdon et la Suite plutonique de Belinda). Par conséquent, ces lithologies ont été déformées et structurées plusieurs fois. La structure planaire la plus marquée dans ce domaine a une orientation NE-SW (S2) portant des linéations principalement de type à composante pendage. Les linéations à composante directionnelle sont plus concentrées dans l’ouest du domaine, qui est sous l’influence des zones de cisaillement (carte hors-texte). Des structures (gneissosité et foliation) d’orientation NW-SE à E-W sont conservées localement dans ce domaine. Elles sont interprétées comme des fabriques planaires anciennes (S1). Le domaine IV (domaine Vallant) montre l’orientation de la fabrique dans la SAVA. Dans la partie ouest du domaine, près du contact de cette suite avec son encaissant, 1 1 N N N Rivière-Pentecôte N = 182 I Belinda N = 121 Vallant III N = 36 V 1 : Foliation moyenne : 174/86 Baie-Comeau N = 228 IV 1 : Foliation moyenne : 145/57 1 1 : Foliation moyenne : 036/75 N = 132 II 1 : Foliation moyenne : 031/90 1 1 1 1 N N N N N 1 1 1 N = 11 Linéation N = 43 Linéation N = 41 Linéation N = 24 Linéation N = 27 Linéation 30 60 75 41 VI 43 12 40 45 N Franquelin 41 56 75 V Foliation Varin 40 22 38 27 30 52 VI 60 39 IV N = 227 45 30 1 35 I 20 1 : Foliation moyenne : 264/62 30 N 30 1 20 40 N = 45 Linéation 10 30 VII ^^ 4 10 N 78 1 10 70 45 25 31 Godbout 10 42 46 58 III 50 60 60 Baie-Trinité Pointedes-Monts 10 II ^ ^^ N 1 58 Fabrique linéaire N N = 43 Linéation Fabrique planaire Cisaillement Chevauchement Légende Fleuve Saint-Laurent Rivière-Pentecôte ^^ N = 174 VII 1 : Foliation moyenne : 008/78 Cisaillements et bordure de SARP 15 Foliation FIGURE 5 - Analyse structurale appliquée à la région étudiée. Notez la répartition des trajectoires en sept domaines structuraux. La projection des fabriques planaires et linéaires a été effectuée selon le canevas de Wulf dans l’hémisphère inférieur. Foliation Foliation Foliation N Foliation Bourdon et Bignell 1 : Foliation moyenne : 006/70 ^^ ^^ ^ ^ ^ ^^^ ^^ ^ ^^^^^^ ^ ^ ^ ^^^^^^^ ^^ ^ ^ ^ ^ ^ ^ ^ ^ ^ ^ ^ ^^ ^^^^ ^ ^ ^ ^ ^ ^^ ^^ ^ ^ ^^^ ^^^ ^ ^ ^ ^^^ ^ ^ ^^ ^ N ^^ Foliation 19 20 les trajectoires de la fabrique planaire sont principalement E-W, avec des pendages modérés vers le sud. Vers l’est, les trajectoires se courbent en forme d’un arc à orientation NW-SE et passent à une orientation N-S à NNE-SSW. Le secteur à structure E-W vient couper la structure N-S à NE-SW du domaine I. Ceci a été remarqué dans le feuillet 22F où on a interprété, entre autres, que la SAVA a chevauché le Complexe de Baie-Comeau tardivement durant la phase compressive de l’orogénie grenvillienne (Moukhsil et al., 2009b). Généralement, dans la partie nord du domaine IV, les linéations sont de type à composante pendage. Dans la partie sud de ce domaine et près du contact est, la fabrique planaire a subi, localement, un plissement (P2), correspondant à une schistosité de plan axial. Les plis résultants sont replissés par des plis ouverts et asymétriques, interprétés comme des plis de troisième génération (P3). Le domaine V (domaine Baie-Comeau), localisé dans la partie NW de la carte, comprend surtout les gneiss du Complexe de Baie-Comeau qui contiennent deux gros lambeaux de paragneiss migmatitisés du Complexe de Bourdon. Ces derniers montrent des plissements décimétriques à charnière en M avec des axes de pli plongeant 45° vers le SSW. Ce domaine montre des trajectoires de la fabrique planaire (gneissosité) assez homogène de direction N-S avec un pendage abrupt, tantôt vers l’est, tantôt vers l’ouest (figure 5). Cette inversion témoigne de la présence de plis isoclinaux ayant un plan axial subparallèle à la foliation subverticale. Dans ce domaine, les linéations sont subparallèles ou obliques au plan de direction de la foliation. Le domaine VI (domaine Varin) est occupé surtout par la Suite plutonique de Varin et englobe aussi plusieurs autres lithologies de composition et d’âges différents (complexes de Bourdon, de Baie-Comeau et la Suite de Louis). Bien qu’hétérogène, ce domaine est caractérisé surtout par la fabrique planaire S2, qui est à l’origine du grain tectonique régional, orienté NE-SW. D’ailleurs, dans ce domaine, on observe un pli régional (P2) dont le plan axial est subparallèle à S2 (carte hors-texte). Localement, la fabrique planaire S1, de direction grossière NW-SE, est présente dans ce domaine. Les linéations ont des directions variables et plongent à un angle fort sur les surfaces planaires de toutes les lithologies dans ce domaine. Le domaine Varin est caractérisé par des structures en dômes et bassins bien documentés plus à l’ouest dans le feuillet 22F (Moukhsil et al., 2009b).Ce domaine est caractérisé par une direction moyenne de 264/62 pour l’ensemble des structures planaires dans le feuillet 22G. Le domaine VII (domaine de cisaillements et bordure de SARP) comprend deux zones de cisaillement à mouvement senestre oblique qui ont une orientation N-S à NNE-SSW. Les plans de foliation dans ces zones ont un pendage abrupt et portent des linéations de type à composante directionnelle. Les lithologies présentes dans ce domaine sont transposées parallèlement au plan de cisaillement. Bien que ces fabriques soient liées à une déformation ductile, ces structures sont considérées comme le dernier événement structural enregistré dans la région (S3). Nous avons prolongé ces cisaillements vers le sud-ouest jusqu’à la rencontre de la faille de chevauchement au niveau du contact oriental de la SAVA (figure 5). Ceci explique l’observation de la deuxième linéation qui est de type à composante directionnelle au niveau de ce contact en plus de la première linéation oblique associée à la faille de chevauchement. Contact entre la Suite anorthositique de Rivière-Pentecôte et son encaissant Le contact ouest entre la Suite anorthositique de RivièrePentecôte (SARP) et son encaissant, le granite porphyrique et rapakivique de la Suite plutonique de Lanctot (mPlct3), est marqué par une faille majeure ductile, localement mylonitique (figure 2 et carte hors-texte). Sur le terrain, de part et d’autre de ce contact, on remarque une augmentation du degré de la déformation sur plusieurs mètres d’épaisseur. Cette zone de contact correspond à un cisaillement où les indicateurs cinématiques (porphyroclastes de type delta, des structures de type C/S et des plis asymétriques) sont de plus en plus aplatis, et suggèrent un mouvement senestre oblique. Ce même type de mouvement a été rapporté par Nantel et Martignole (1991). La déformation est peu visible dans l’anorthosite, dans laquelle on observe une forte recristallisation des plagioclases et une altération des orthopyroxènes en biotite et en hornblende, avec la présence de quelques grenats. Cette zone de cisaillement est présente sur 10 à 30 m d’épaisseur sur environ 60 km de longueur. Du point de vue structural, la zone de cisaillement a une direction de NNE-SSW à N-S avec un plan de foliation subvertical portant des linéations à composante directionnelle à oblique (domaine VII; figure 5). Contact entre la Suite plutonique de Lanctot et son encaissant Le contact entre le granite porphyrique de la Suite plutonique de Lanctot (mPlct3) et son encaissant, les paragneiss du Complexe de Bourdon (mPbou1), est marqué par une discontinuité majeure orientée NNE-SSW à N-S. Cette discontinuité est interprétée comme une faille ductile sur environ 5 km de largeur à son maximum et 40 km de longueur dans le feuillet 22G14 (figure 2 et carte hors-texte). Elle se prolonge sur environ une trentaine de kilomètres jusqu’au feuillet 22G05 où elle peut être extrapolée vers le sud-ouest et rejoindre la faille qui longe le contact chevauchant de la SAVA (figure 5). Sur le terrain et au niveau de cette discontinuité, les paragneiss sont rubanés et montrent une gneissosité de gneiss droit avec un plan subvertical portant des linéations, généralement à composante directionnelle. L’allongement des minéraux ferromagnésiens (biotite et amphibole) marque ces linéations minérales. Des plis isoclinaux se concentrent de part et d’autre du contact et continuent sur plusieurs kilomètres dans les paragneiss. 21 En l’absence d’indicateurs cinématiques fiables, l’interprétation de ces plis et de quelques plis asymétriques suggère un mouvement apparent senestre pour cette faille. Contact entre la Suite anorthositique de Vallant et ses encaissants Le contact nord de la SAVA, orientée E-W, est connu dans le feuillet 22F où il correspond à une faille de chevauchement sur laquelle le transport s’effectue du sud vers le nord (Moukhsil et al., 2007, 2009b). Ce même contact se poursuit vers l’est dans le feuillet 22G sous forme d’un arc qui se pince avec son contact ouest avec la Suite de Louis dans le feuillet 22G05 (figure 2 et carte hors-texte). Bien que nous n’ayons pas d’explication structurale, l’orientation du contact nord qui est E-W dans le 22F, change de direction, devient sous forme arquée, et est donc appelée contact est. En général, tous les affleurements visités au niveau de ce contact montrent des faciès anorthositiques, dont la matrice de plagioclase est totalement à modérément recristallisée, passant de couleur gris-mauve à blanc. En plus, les orthopyroxènes près des faciès anorthositiques formant le contact sont transformés en biotite ± hornblende. La déformation s’intensifie également en s’approchant du contact, où les roches montrent une fabrique planaire à pendage modéré vers l’ouest, à laquelle est associée une linéation à composante pendage (photo 7, en annexe). Dans certains secteurs, la faille de chevauchement est caractérisée par une anorthosite gneissique à mylonitique. Les roches encaissantes de la SAVA ont également enregistré cette déformation. Il s’agit des paragneiss du Complexe de Bourdon et de la monzonite et du granite de la Suite plutonique de Bignell au nord dans le feuillet 22G12, et de la monzodiorite de la Suite plutonique de Belinda au sud dans le feuillet 22G05 (figure 2). En effet, les linéations observées dans l’anorthosite et celles dans ces encaissants gneissiques à mylonitiques plongent à un petit angle et avec la même direction. Ceci suggère que l’anorthosite et les encaissants ont subi la même déformation, soit un étirement directionnel. Le contact sud de SAVA est bordé par une série de failles normales mylonitiques dans le feuillet 22F (Gobeil et al., 2006; Moukhsil et al., 2007). Ces failles sont orientées E-W et ont un pendage abrupt vers le nord. Il a été très difficile de suivre ces failles, car elles sont cachées par des injections de monzonite de la Suite plutonique de Varin ou par les gabbros et les gabbronorites de la Suite de Louis. Le même constat est fait dans les feuillets 22G05 et 22G12; il n’y a donc pas assez d’évidence structurale pour affirmer que ce contact est toujours faillé ou intrusif. Néanmoins, plusieurs affleurements éloignés de ce contact (5 à 10 km) montrent des faciès anorthositiques dont la matrice est très recristallisée et, localement mylonitique, avec des plans de foliation à pendage abrupt portant des linéations à composante pendage à oblique. Gobeil et al. (2006) ont interprété les failles observées au niveau de ce contact comme des failles normales, dans le feuillet 22F10. GÉOCHRONOLOGIE Trois échantillons (A, B et C) ont été sélectionnés sur des lithologies spécifiques durant cette cartographie pour datation isotopique U/Pb sur zircon. Les résultats analytiques sont présentés au tableau 1. L’objectif est de documenter les âges de mise en place des suites sélectionnées. Les analyses ont été effectuées par dilution isotopique et spectrométrie de masse par ionisation thermique–TIMS au laboratoire GEOTOP de UQAM-McGill. La description des méthodes d’analyse est présentée en détail dans le rapport de David et al. (2006). La figure 6 présente les diagrammes concordia des analyses des zircons pour ces trois échantillons et les photos de ces zircons, qui ont été traités afin de déterminer l’âge de ces échantillons. Ces datations ont été réalisées par Jean David, au laboratoire de GEOTOP de l’UQAM-McGill. Voir la carte hors-texte pour la localisation des échantillons analysés. La monzodiorite porphyrique de la Suite plutonique de Belinda (mPbda; échantillon A; figure 6a) a permis de récupérer des zircons qui sont automorphes, mais légèrement émoussés. Il s’agit de cristaux prismatiques à section courte, généralement limpides, quoique quelques spécimens contiennent des inclusions translucides (figure 6b). Trois analyses ont été effectuées à partir de cristaux uniques. Les résultats ont produit des âges 207Pb/206Pb semblables de 1362,7 ±2 Ma , 1364,5 ±1,1 Ma et 1368,1 ±1,2 Ma. Les résultats sont regroupés et affichent un pourcentage de discordance très similaire autour de 1,4. Une droite de régression a été calculée en forçant l’intersection inférieure à 0 et un âge de 1365,7 ±6,3 Ma a été obtenu. Cet âge est considéré comme celui de la mise en place de la Suite plutonique de Belinda. Le granite porphyrique de la Suite plutonique de Bignell (mPbil; échantillon B; figure 6c) a permis de récupérer des zircons en abondance. Différents types morphologiques de zircons sont reconnus (figures 6d et 6e). On distingue facilement des prismes allongés et incolores à section rectangulaire qui contiennent des inclusions de formes variables (à gauche sur la figure 6d). Le deuxième type morphologique de zircon est de grande taille, xénomorphe, et la forme est le résultat de dissolution magmatique (à droite sur la figure 6d). Finalement, on trouve des cristaux prismatiques courts ou équidimensionnels incolores et sans inclusion. Quelques spécimens permettent de distinguer que certains cristaux prismatiques de plus grande taille sont formés d’un noyau et de surcroissance (quatre zircons à gauche sur la figure 6e). Trois analyses ont été effectuées à partir de cristaux uniques de prismes trapus. Les résultats ont produit des âges 207 Pb/206Pb pratiquement identiques de 1363 ±1,2 Ma, 1363,5 ±0,8 Ma et 1365,6 ±1 Ma. Les résultats sont peu discordants (< 1,2 %) et se répartissent sur une même droite (figure 6c). Un calcul de régression linéaire a produit une intersection supérieure représentant un âge de mise en place de la Suite plutonique de Bignell de 1364,7 +2,7/-1,4 Ma. 0,0082 0,0052 0,0041 0,0020 0,0040 0,0020 0,0040 0,0022 0,0050 0,0018 0,0030 0,0030 0,0021 0,0017 0,0037 0,0036 0,0042 0,0040 0,0035 0,0050 0,0032 6 8 7 4 2 3 1 5 1 5 3 2 4 6 7 5 6 3 1 2 4 224 728 860 234 242 173 366 265 303 291 295 171 169 120 179 384 411 583 808 701 1221 U (ppm) 57 198 222 57 56 40 72 67 75 70 70 42 41 30 41 89 96 127 130 114 194 1,8 4,1 3,1 4,0 3,8 6,1 2,7 2,1 1,6 4,4 4,8 2,7 32,2 2,2 5,1 12,9 3,4 2,3 2,5 2,0 5,4 Pb rad1 Pb com2 (ppm) (pg) 206Pb 204Pb 206Pb 238U 1σ (%) 207Pb 235U 1σ (%) 207Pb 206Pb 1σ (%) 206Pb 238U Âge (Ma) 1736 2035 860 6724 6726 18588 16029 18977 0,2355 0,2289 0,2245 0,2250 0,2135 0,1691 0,1705 0,1673 0,17 0,17 0,15 0,15 0,15 0,13 0,17 0,18 2,840 2,739 2,656 2,659 2,468 1,714 1,726 1,686 0,19 0,19 0,19 0,16 0,16 0,15 0,17 0,19 0,08746 0,08677 0,08582 0,08573 0,08384 0,07352 0,07342 0,07308 0,07 0,06 0,09 0,05 0,06 0,05 0,06 0,06 997,3 1363,2 1328,8 1305,6 1308,0 1247,6 1007,2 1014,9 405 3201 5344 2906 2715 1875 0,2412 0,2375 0,2327 0,2320 0,2324 0,2326 0,15 0,15 0,14 0,14 0,15 0,16 3,012 2,889 2,803 2,789 2,793 2,793 0,17 0,17 0,16 0,16 0,18 0,21 0,09057 0,08820 0,08734 0,08718 0,08717 0,08710 0,07 0,05 0,06 0,06 0,07 0,10 1393,1 1373,7 1348,8 1345,0 1347,0 1348,0 0,563 0,861 0,847 0,388 0,328 0,372 0,236 5261 12868 14385 3020 3774 1454 6020 0,2323 0,2361 0,2351 0,2328 0,2274 0,2212 0,1950 0,14 0,16 0,14 0,15 0,15 0,15 0,16 2,822 2,839 2,824 2,796 2,701 2,595 2,145 0,16 0,17 0,16 0,17 0,17 0,17 0,17 0,08810 0,08723 0,08714 0,08711 0,08616 0,08507 0,07979 0,05 0,05 0,04 0,06 0,05 0,07 0,05 1346,6 1366,1 1361,1 1349,1 1320,6 1288,4 1148,5 Échantillon 09AM261 = Granite porphyrique de la Suite plutonique de Bignell (mPbil) 0,427 0,418 0,395 0,388 0,434 0,467 Échantillon 09AM145 = Monzodiorite de la Suite plutonique de Belinda (unité mPbda) 0,483 0,317 0,369 0,359 0,289 0,097 0,104 0,099 Échantillon 09AM123 = Granite porphyrique de la Suite plutonique de Lanctot (mPlct) Th/U 1- Plomb radiométrique 2- Plomb commun total (étalon, contamination et minéral) Remarques : Poids (mg) Nombre TABLEAU 1 - Résultats des datations U-Pb sur zircon de la région cartographiée. 3,4 3,8 3,4 3,6 3,5 3,4 3,3 3,8 3,8 3,3 3,3 3,7 3,8 4,2 4,1 3,6 3,5 3,4 2,5 3,1 3,3 2σ (%) 1361,4 1366,0 1362,0 1354,4 1328,7 1299,2 1163,6 1410,8 1378,9 1356,3 1352,6 1353,7 1353,7 1366,1 1339,1 1316,4 1317,2 1262,8 1013,8 1018,3 1003,2 207Pb 235U Âge (Ma) 2,4 2,5 2,3 2,5 2,5 2,5 2,4 2,6 2,5 2,4 2,4 2,6 3,1 2,8 2,8 2,8 2,4 2,3 1,9 2,2 2,4 2σ (%) 1384,6 1365,6 1363,5 1363,0 1341,7 1317,0 1191,7 1437,6 1386,9 1368,1 1364,5 1364,3 1362,7 1370,6 1355,4 1334,1 1332,1 1288,8 1028,4 1025,6 1016,2 207Pb 206Pb Âge (Ma) 1,0 1,0 0,8 1,2 1,0 1,3 1,1 1,3 1,0 1,2 1,1 1,3 2,0 1,3 1,2 1,7 0,9 1,2 1,0 1,2 1,1 2σ (%) 3,0 -0,0 0,2 1,1 1,7 2,4 4,0 3,4 1,1 1,6 1,6 1,4 1,2 0,6 2,2 2,4 2,0 3,5 2,2 1,1 2,0 Disc. (%) 22 23 0,237 Monzodiorite Suite plutonique de Belinda (mPbda). (SNRC 22G11, éch. 09-AM-145, UTM (nad 83), zone 19, 613087E, 54843030N) b) 1360 0,235 1350 0,233 206 Pb/238U a) 1370 1340 0,231 1330 0,229 1365,7±6,3 Ma 0,227 2,70 2,74 2,78 207 0,237 d) c) 1370 1360 1350 0,233 Pb/ 238 2,86 Granite porphyrique Suite plutonique de Bignell (mPbil). (SNRC 22G13, éch. 09-AM-261A, UTM (nad 83), zone 19, 594143E, 5516006N) U 0,235 2,82 Pb/235U 206 e) 0,231 1340 0,229 1364,7+2,7/-1,4 Ma Fit = 0,26 0,227 2,72 2,76 2,80 207 2,84 Pb/ 2,88 235 U 0,245 0,235 f) Granite porphyrique (rapakivi) Suite plutonique de Lanctot (mPlct3) (SNRC 22G11, éch. 09-AM-123, UTM (nad 83), zone 19, 617242E, 5509494N) g) 1380 0,225 1300 206 Pb/238U 1340 0,215 1260 1373+11/-7 Ma 0,205 2,35 2,45 2,65 2,55 207 2,75 2,85 2,95 Pb/ U 235 FIGURE 6 - Diagramme concordia des analyses et photographies des zircons pour les échantillons provenant : a et b) de la monzodiorite de la Suite plutonique de Belinda; c à e) du granite porphyrique de la Suite plutonique de Bignell; f et g) du granite porphyrique et rapakivique de la Suite plutonique de Lanctot. 24 Le granite porphyrique et rapakivique de la Suite plutonique de Lanctot (mPlct, échantillon C; figure 6f) a permis de récupérer des zircons idiomorphes incolores regroupés selon deux populations morphologiques (figure 6g). La première population, la plus importante, est constituée de cristaux prismatiques à section rectangulaire à terminaisons pyramidales à multifacettes. On y distingue quelques spécimens de prisme plus allongé à section hexagonale. La deuxième population est constituée de zircons de grande taille ayant une portion prismatique relativement courte et des terminaisons pyramidales simples. Une grande partie de ces zircons sont mixtes et présentent un noyau central généralement très fracturé. L’analyse de fragments détachés des parois de zircon appartenant à la deuxième population démontre qu’il s’agit de cristaux ayant des concentrations élevées en uranium et des rapports Th/U faible de 0,1, ce qui est habituellement plus caractéristique des zircons d’origine métamorphique. Les résultats ont permis de calculer des âges 207Pb/206Pb de 1016,2 ±1,1 Ma, 1025,6 ±1,2 Ma et 1028,4 ±1,0 Ma. Il est difficile de trouver une explication au fait que ces trois résultats ne soient pas colinéaires. La meilleure interprétation qui peut être avancée pour l’âge de cristallisation de ce type de zircon est établie en calculant une droite de référence (régression linéaire) en utilisant les deux résultats les plus anciens et 0 Ma. On obtient ainsi un âge 1027,3 ±2 Ma interprété comme l’âge d’un événement métamorphique grenvillien. Les résultats analytiques obtenus à partir de cinq terminaisons ont livré des âges 207Pb/206Pb qui varient entre 1288,8 ±1,2 Ma et 1366,1 ±2,8 Ma. Ces résultats qui affichent des taux de discordance variant entre 3,5 % et 0,6 % se dispersent sur une droite qui longe la courbe concordia. Il est possible de calculer une droite de régression pour l’ensemble des points et en forçant l’intersection inférieure à l’âge de cristallisation obtenu pour les zircons les plus jeunes. L’intersection supérieure ainsi obtenue est de 1373 +11/-7 Ma et représente l’âge de cristallisation des zircons de la première population. L’échantillon D (carte hors-texte) localise le leuconorite de la SARP, daté par Machado et Martignole (1988) à 1354 ±3 Ma (U/Pb sur zircon). Il s’agit de l’âge de mise en place de la SARP. GÉOLOGIE ÉCONOMIQUE Introduction Dans toute la région cartographiée, nous avons visité la quasi-totalité des différents indices minéralisés connus et avons mis au jour de nouveaux indices et cibles. La carte hors-texte contient la liste et la localisation de tous les indices. De plus, plusieurs cibles représentant des secteurs et des contextes anomaux ont été identifiées. Ces cibles sont décrites dans le PRO 2009-07 (MRNF, 2009). La région contient surtout des indices et des cibles de nickel-cuivre (Ni-Cu, Ni-Cu-Co et Ni-Cu-Co-Zn) et de minéralisations uranifères (U-Th). Quelques indices d’argent (Ag) et de plomb-zincargent (Pb-Zn-Ag) ont été rencontrés ainsi que des minéralisations d’or-cuivre-zinc (Au-Cu-Zn). Les indices de fer-titane (Fe-Ti) et de fer-titane-phosphore (Fe-Ti ± P) sont beaucoup moins nombreux que ceux observés dans le secteur ouest de la région cartographiée (SNRC 22F, Moukhsil et al., 2009b). De plus, plusieurs sites d’intérêt connus pour la pierre architecturale et d’autres sites offrant un certain potentiel pour les minéraux industriels (quartz (silice) et sillimanite) ont été répertoriés. Les caractéristiques des différentes minéralisations formant les indices sont présentées sur les fiches de gîtes (MRNF, 2003). Le lecteur peut les consulter dans la base de données SIGÉOM à partir de la page Web Produits et service en ligne – Mines, du MRNF à l’adresse suivante : http://www.mrnf. gouv.qc.ca/produits-services/mines.jsp. À partir de cette page, ouvrir le produit E-Sigeom à la carte, puis la section Gîte qui vous donne accès aux différents outils d’interrogation sur nos bases de données : Gisement métallique, Gisement non métallique et Matériaux de construction et pierres industrielles. Minéralisations de Ni-Cu Les minéralisations de Ni-Cu constituent un type assez commun pour la région. Quelques indices connus sont répartis dans la portion nord de la Suite anorthositique de RivièrePentecôte (SARP). L’indice Coudon (no 2, carte hors-texte) représente bien ce type de minéralisation. La roche hôte est constituée d’anorthosite et de leuconorite avec de minces niveaux de pyroxénite, comparativement aux indices Bloc Boudrias (no 3 et no 4, carte hors-texte) où la roche hôte est du gabbro. Dans tous ces cas, la minéralisation est finement disséminée à semi-massive, composée essentiellement de pyrrhotite avec des quantités variables de chalcopyrite et de pyrite. Des traces de bravoïte (< 1 %), provenant probablement d’une altération supergène de la pentlandite, sont aussi observées dans la pyrrhotite, ce qui explique les teneurs en nickel dans la roche. Les teneurs obtenues, sur des échantillons choisis, vont jusqu’à 0,24 % Cu et 0,2 % Ni. Les sulfures sont intergrains et se moulent aux silicates donnant parfois des formes subarrondies comme des textures magmatiques. Par contre, la minéralisation présente des signes évidents de remobilisation. Les évidences de cette dernière sont la présence de fines veinules de sulfures, leur alignement dans le plan de la foliation ainsi que leurs microtextures comme la pyrrhotite qui entoure et remplace la pyrite. Aussi, lorsque nous recalculons les teneurs de Ni et Cu à 100 % pour les sulfures selon la méthode de Naldrett (1981), afin de comparer des teneurs de différents indices ayant des contenus variables en sulfures et en métaux de base, nous obtenons, par exemple pour l’indice Coudon, des teneurs avoisinantes ou égales à 1 % en Ni et en Cu. Ces teneurs signifient un faible enrichissement en métaux de base. 25 Minéralisations de Ni-Cu-Co Minéralisations d’Ag La région contient aussi plusieurs indices connus de Ni-Cu-Co. Le secteur des indices B-20, Coro et Vachon (no 6 à no 13, carte hors-texte) est un exemple de ce type de minéralisation (Clark, 1998 et 2000) présente dans la bordure nord de la SARP. Les sulfures sont disséminés à semi-massifs et sont contenus dans des niveaux mafiques à ultramafiques. La pyrrhotite est dominante avec des traces de pyrite et de chalcopyrite. Les cibles de ce type de minéralisation rencontrées sur le terrain présentent des assemblages minéralogiques semblables. Trois nouvelles cibles avec des minéralisations en Ni-Cu-Co ont été identifiées, soit la cible Lac Corail (MRNF, 2009), localisée au sud d’un secteur déjà connu pour des minéralisations en Ni-Cu. La roche hôte de cette cible est constituée de gabbronorite appartenant à la Suite de Louis et la minéralisation (photo 8, en annexe) consiste en sulfures finement disséminés comme des gouttelettes ou en petites lentilles millimétriques. Les sulfures, 2 à 5 %, sont constitués principalement de pyrrhotite altérée avec de fines inclusions de chalcopyrite et de pyrite. Les deux autres sites anomaux de Ni-Cu-Co, la cible Bob et l’indice Kangou (MRNF, 2009), sont localisées à l’intérieur de la Suite anorthositique de Vallant. La roche hôte de ces sites est une anorthosite et contient des niveaux de leuconorite avec des sulfures finement disséminés, atteignant 2 % à Kangou (no 14, carte hors-texte). La pyrrhotite constitue la phase sulfurée dominante avec des quantités moindres en chalcopyrite et pyrite. On observe aussi la présence de grains de bravoïte dans la pyrrhotite. Les teneurs en Ni et en Cu recalculées à 100 % donnent environ 1,5 % Ni et 2 % Cu pour la cible Lac Corail et 0,5 % Ni et 0,5 % Cu pour la cible Bob. Dans le cas de l’indice Kangou (photo 9, en annexe), nous ne pouvons effectuer la normalisation à 100 % sulfures, car le contenu en soufre de l’échantillon est trop faible pour un résultat fiable (Kangou = 0,7 % S). Pour le secteur des indices B-20 et Coro, les teneurs en Ni et en Cu recalculées à 100 % sulfures varient de 1 à 3 % pour chacun de ces éléments. Des minéralisations d’argent (Ag) sont connues (fiche de gîte, MRNF 1980), dont l’indice Mistex (no 17, carte hors-texte). Les sulfures sont très fins, finement disséminés et concentrés dans de minces veines et veinules, associées aux pegmatites et aux paragneiss du Complexe de Bourdon, dans une zone de déformation intense. Peu de travaux ont été effectués sur cet indice, présentant une teneur de 7,5 g/t Ag, et la minéralisation serait de type épigénétique. Minéralisations de Ni-Cu-Co-Zn Des minéralisations de nickel-cuivre-cobalt-zinc (Ni-CuCo-Zn), dont les indices Lac St-Pierre (no 15 et no 16, carte hors-texte), sont présentes dans le secteur au sud-ouest de la Suite anorthositique de Rivière-Pentecôte dans la Suite plutonique de Lanctot. Les sulfures, constitués surtout de pyrite et de pyrrhotite, sont disséminés et associés avec de la magnétite. Cette minéralisation dans les roches mafiques est fortement remobilisée et des zones de cisaillement sont observées. Les teneurs jusqu’à 0,62 % Cu, 0,58 % Ni, 0,13 % Co et 0,44 % Zn proviennent des travaux statutaires. Aucune analyse géochimique supplémentaire n’a été effectuée pour ces sites. Minéralisations de Pb-Zn-Ag La cible Lac Nord-Ouest (no 18, carte hors-texte) est composée de minéralisation de plomb-zinc-argent (Pb-Zn-Ag) correspondant à de petits amas de sulfures (1 à 3 mm) dans des veines de carbonate, constituées essentiellement de calcite, de 10 à 40 cm de largeur dans des paragneiss mylonitisés du Complexe de Bourdon. Les teneurs que nous avons obtenues dans un échantillon choisi (2009AM0002C) ont donné 14,1 % Pb, 2,7 % Zn et 3 g/t Ag. Cette minéralisation de galène-sphalérite dans les veines de carbonates est probablement associée à une phase de percolation tardive d’âge paléozoïque, quand la plate-forme du Saint-Laurent couvrait cette partie du Grenville. Minéralisations d’Au-Cu-Zn Deux nouvelles cibles avec des minéralisations en Au-Cu-Zn ont été découvertes sur le terrain (MRNF, 2009). La cible Bruno, connue auparavant pour son faible contenu en zinc (Zn) (fiche de gîte, MRNF, 2003), est constituée de sulfures dans une roche mafique à ultramafique, sous forme de dyke boudiné contenu à l’intérieur d’une monzodiorite de la Suite plutonique de Belinda. Dans cette cible, les opaques (photo 10, en annexe) varient de 5 à 40 % et sont disséminés à semi-massifs, formant parfois des petites bandes millimétriques. Les sulfures sont dominants et sont accompagnés de moins de 5 % d’oxydes de fer. La pyrrhotite constitue la phase sulfurée majeure, avec des traces de pyrite, de chalcopyrite et de sphalérite. Des teneurs de 430 ppb Au, 822 ppm Cu et 306 ppm Zn ont été obtenues. La cible Marius sud (MRNF, 2009) correspond à une anomalie aurifère obtenue lors d’un levé de sédiments de fond de lac. Le secteur immédiat est constitué de roche granitique hématitisée de la Suite plutonique de Bignell. Nous avons identifié, en lame mince, des traces (< 1 %) de grains de sulfures (pyrite), mais les résultats géochimiques obtenus sur quelques échantillons ne peuvent corroborer cette anomalie. Minéralisations de Fe-Ti ± P Un indice connu pour le Fe-Ti ± P (no 19, carte hors-texte) est localisé dans le secteur sud-ouest de la SARP. Cet indice du nom de Rivière Pentecôte est connu pour ses teneurs anomales en Fe-Ti, soit 5,7 % à 11,6 % TiO2 et 8,2 % à 26 51,6 % Fe (fiche de gîte, MRNF 1980). Les minéralisations Fe-Ti ± P se trouvent dans des gabbronorites et des leuconorites ferrifères parfois associés aux anorthosites. La cible Fabi (MRNF, 2009) est localisée dans un gabbronorite très magnétique de la Suite de Louis. Les minéraux mafiques représentent 40 à 50 % de la roche et sont constitués surtout de hornblende et de biotite avec des reliques de pyroxène. Les plagioclases, formant près de 50 % de la roche, sont à texture granoblastique. Les oxydes de fer et titane (10 à 15 %) forment des petits amas irréguliers, millimétriques à décimétriques et semi-massifs à massifs, constitués d’ilménite et de magnétite. Les teneurs obtenues pour cette cible sont 14,6 % Fe2O3, 3,15 % TiO2 et 2 % P2O5. Ces teneurs ne dépassent pas les seuils pour définir un indice. Par contre, en lame mince, l’ilménite ne semble pas avoir d’exsolution d’hématite, ce qui en fait une cible intéressante de type OAGN ( Oxydes-Apatite-Gabbronorite, acronyme proposé par Dymeck et Owens, 2001). Minéralisations d’U-Th Un vaste secteur immédiatement au nord de Godbout et d’autres sites ponctuels ont été identifiés comme porteurs de minéralisations uranifères (U-Th). Cette minéralisation, comme celle présente dans l’ouest (SNRC 22F), est associée à des zones de migmatitisation ou à des pegmatites de teinte blanche à rosée. Les teneurs en uranium obtenues sont faibles, mais présentent des signaux anomaux. Ces roches contiennent des zones ou des amas centimétriques enrichis en minéraux mafiques, de sorte que les migmatites dégagent une radioactivité variant entre 500 et plus de 10 000 cps (cps = comptes par seconde, au scintillomètre de type RS 125). Au microscope électronique à balayage (MEB), les minéraux radioactifs identifiés dans les pegmatites blanches sont la monazite, l’allanite, l’uranothorite et l’uranophane. Les indices connus de minéralisations d’U-Th sont les sites no 20 au no 25 sur la carte hors-texte. Ces minéralisations sont associées à des dykes de pegmatite centimétriques à décimétriques de composition granitique et de teinte blanc rosé. Ces dykes minéralisés peuvent être discordants ou concordants au grain structural régional. L’indice Anomalie G13L1 (no 22, carte hors-texte), aussi connu sous le nom de J05, contient de fines fractures millimétriques de teinte crème dans la pegmatite rose, à grain moyen à grenu. La minéralisation uranifère est contenue dans des grains de monazite et d’uranophane (photo 11, en annexe). Des teneurs de plus de 0,4 % U3O8 (0,3 % U) et 0,10 % ThO2 (0,09 % Th) (fiche de gîte, MRNF 1980) étaient connues pour cet indice, et d’autres analyses récentes ont donné des teneurs de 1,35 % U et de 0,13 % Th dans des échantillons (prospecteurs, communication personnelle avec remise de certificat d’analyse); ceci représente donc une zone à potentiel intéressant. Dans le secteur de l’indice Ashini (no 24, carte hors-texte), nous avons obtenu des teneurs de 690 ppm (0,07 %) U et 371 ppm Th pour un échantillon choisi (photo 12, en annexe). Des teneurs jusqu’à 0,22 % U ont été obtenues lors de campagnes d’exploration (site Internet de Ressources Appalaches), et cette zone anomale s’étend sur plus de 20 km. L’indice Franquelin (no 25, carte hors-texte) présente des lectures jusqu’à 14 700 cps (scintillomètre de type RS 125), l’analyse d’un échantillon choisi a donné 0,12 % U et 0,024 % Th dans un dyke de pegmatite blanche d’environ 30 cm d’épaisseur injecté dans des paragneiss du Complexe de Bourdon. Durant les travaux de terrain, des cibles de minéralisations uranifères ont été rencontrées (MRNF, 2009). La cible uranifère Jonas est constituée d’une veine de pegmatite de près de 1 m d’épaisseur et a donné jusqu’à 2025 cps (scintillomètre de type RS 125). L’analyse chimique a donné des teneurs faibles, mais anomales, soit 207 ppm U et 99 ppm Th. Des grains d’allanite et de monazite ont été observés en lame mince. Des travaux supplémentaires seraient nécessaires afin de qualifier plus précisément les phases minérales. Pierre architecturale et matériaux de construction Plusieurs sites connus présentant un potentiel intéressant pour la pierre architecturale sont décrits dans les travaux antérieurs (Nantel et Martignole, 1991; Bellemare, 1995). Le site Carrière Nordique (no 40, carte hors-texte) est connu mondialement pour sa pierre architecturale sous le nom commercial de Noir Nordique. Il s’agit d’une anorthosite de teinte noir foncé à grain moyen avec des microfractures blanchâtres donnant ainsi une texture de marbre (nom commercial) à la roche. Des cibles offrant un potentiel intéressant pour la pierre architecturale ont été identifiées durant la campagne de terrain, soit les cibles Nasser sud (mangérite brunâtre), Lanctot (granite porphyrique rosâtre) et Rivière Franquelin (mangérite verdâtre) (MRNF, 2009). Voir la fiche de gîte ainsi que la page promotionnelle sur le site Internet du MRNF à l’adresse suivante (http://www. mrnf.gouv.qc.ca/produits-services/mines.jsp.) pour plus d’informations sur ces sites. Minéraux industriels Les minéraux industriels dans la région sont principalement importants pour l’apatite, le quartz (silice), la sillimanite et le grenat. Le secteur de l’indice Marie-H (no 29, carte hors-texte) est considéré pour le quartzite (unité mPbou2), avec des bandes massives de près de 50 m d’épaisseur, et se poursuivant sur plus de 300 m de longueur. Des teneurs de 98,8 % SiO2, 0,20 % Al2O3 et 0,36 % Fe2O3 ont été obtenues sur un échantillon choisi. Une étude ou un échantillonnage plus approfondi permettrait de relever et de définir des zones probablement plus riches en SiO2 et contenant moins d’impuretés. Les sites des cibles de l’Avion, Dan et Wellie (no 30 au no 32, carte hors-texte) représentent des zones potentielles pour la sillimanite. Un examen visuel de ces paragneiss à sillimanite nous permet d’évaluer la quantité modale de sillimanite entre 20 et 35 %, avec jusqu’à 15 % de grenat. Ces 27 niveaux de paragneiss sont une cible intéressante comme source de sillimanite à des fins industrielles; toutefois, une étude plus approfondie est nécessaire pour déterminer la qualité et le volume disponible pour une exploitation de ces deux sites. D’autres niveaux centimétriques à décimétriques de paragneiss contenant de la sillimanite ont été observés ici et là dans toute la région cartographiée. DISCUSSION ET CONCLUSION Ce rapport présente les résultats des travaux de cartographie réalisés à l’été 2009 dans le feuillet SNRC 22G, partie Côte-Nord (SNRC 22G05, 22G06 et 22G11 à 22G15), dans la Province de Grenville. Ce projet a permis d’acquérir de nouvelles connaissances géoscientifiques et de confirmer le prolongement de certaines unités de l’ouest vers l’est : 1) le Complexe de Bourdon; 2) le Complexe de BaieComeau; 3) la Suite anorthositique de Vallant; 4) la Suite plutonique de Varin; et 5) la Suite de Louis. Ces travaux ont aussi permis de reconnaître de nouvelles unités : 1) la Suite plutonique de Belinda; 2) la Suite plutonique de Bignell; 3) la Suite plutonique de Pointe-des-Monts; et 4) la Suite de La ligne. Par contre, la Suite plutonique de Lanctot et la Suite anorthositique de Rivière-Pentecôte ont déjà été cartographiées en partie par Nantel et Martignole (1991), qui les avaient regroupées sous le nom de Complexe anorthositique de Rivière-Pentecôte. Pour nous, les deux suites font partie d’une suite de type AMCG (anorthositemangérite-charnockite-granite). Plusieurs événements géologiques se sont succédé dans la région sous étude (SNRC 22G). La figure 7 présente le résumé des événements géologiques de la région étudiée et ceux de la région de Baie-Comeau (SNRC 22F; Moukhsil et al., 2009). Le premier événement magmatique II (>1500 Ma) a été mis en évidence par Dickin et Higgins (1992) à l’aide d’âges modèles Sm/Nd obtenus le long du segment Baie-Comeau–Manic-5 et entre Franquelin et Baie-Trinité. Ces auteurs ont mis en évidence la présence d’une croûte d’âge labradorienne (environ 1650 Ma) et le développement d’un arc magmatique juvénile autour de 1500 Ma. L’événement magmatique III (1520 à 1460 Ma) n’est pas établi dans notre région. Il est cependant bien documenté dans le Grenville oriental où il correspond à une activité plutonique qui consiste en la mise en place de granite et correspond au développement d’un arc magmatique juvénile d’âge pinwarien (Gower et Krogh, 2002; Perreault et Heaman, 2003; Gobeil et al., 2003; Wodicka et al., 2003). Par contre, le troisième événement, IIII (1460 à 1350 Ma), reconnu à l’ouest, est bien présent; il se situe surtout vers la fin de ce qu’il est convenu d’appeler l’Elsonien précoce (1460 à 1350 Ma; Gower et Krogh, 2002). Il se caractérise par la mise en place des suites plutoniques de Belinda et de Bignell ainsi que de la Suite anorthositique de RivièrePentecôte et son enveloppe, la Suite plutonique de Lanctot (suite AMCG). La région semble sans activité magmatique sur environ 200 Ma. Cette dernière a recommencé avec l’événement IVI qui se caractérise par la mise en place de la Suite anorthositique de Vallant, suivie 47 millions d’années plus tard par le Complexe de Baie-Comeau. Cet événement magmatique correspond à la période nommée Adirondien et se caractérise ailleurs dans la Province de Grenville par la mise en place de plusieurs suites anorthositiques de type AMCG, par exemple les anorthosites de l’Adirondack dans la région de New York (Buddington 1972), de Morin dans la région de Mont-Laurier (Martignole, 1974), de HavreSaint-Pierre (Gobeil et al., 2003), et de la Suite anorthositique de Lac-Saint-Jean (Higgins et van Breemen, 1996, Moukhsil et al., 2009b). L’événement IVII, bien documenté à l’ouest de notre région dans le feuillet 22F, se poursuit dans l’est avec la mise en place de la Suite plutonique de Varin. Cet événement correspond à la période orogénique grenvillienne qui dans notre région n’a pas vu de mise en place d’intrusion anorthositique. Bien que non datée, non déformée, et apparemment injectée dans les autres roches, la Suite plutonique de Pointe-des-Monts fait partie de cet événement. Par contre, la Suite de La ligne (riche en K) ressemble aux intrusions tardives de l’est de Grenville décrit par Gower et al. (1991), datées à environ 1070 à 960 Ma, et serait considérée tardigrenvillienne. Les seules roches métasédimentaires reconnues dans notre région sont celles du Complexe de Bourdon dont l’âge de 1491 Ma (David et al., 2010b, Moukhsil et al., 2009b) a été établi dans un quartzite. Il constitue le seul événement sédimentaire dans la région cartographiée. Cet âge de sédimentation s’inscrit donc dans la même période que celle attribuée au Groupe de Montauban (1,45 Ga, Nadeau et van Breemen, 1994). Il correspond également à une période bien connue dans la partie orientale de la Province de Grenville, soit le Pinwarien (1,5 à 1,4 Ga; Rivers, 1997). Trois phases de déformation ont été documentées sur le terrain (D1 à D3). La déformation D1 est responsable du développement de l’ancienne gneissosité (G1) et/ou foliation (S1). Cette dernière est presque effacée par la transposition et les déformations successives. Elle est sauvegardée dans quelques affleurements de paragneiss (Complexe de Bourdon) qui montrent une orientation NW-SE à WNW-ESE et un pendage abrupt. La déformation D2 est associée à une foliation (S2) ou gneissosité (G2) qui donnent l’empreinte structurale (grain structural) de la région; leur orientation principale est NE-SW et leur pendage est moyen à abrupt. Ces structures sont interprétées comme grenvilliennes (1100 à 980 Ma). La déformation D3 semble surtout responsable des structures d’orientation N-S. Elle est aussi associée à plusieurs zones de cisaillement tardi- à post-grenvillien (<980 Ma) d’orientation variable. Les événements métamorphiques (M1 à M4) n’ont pas été documentés, car aucun zircon d’origine métamorphique ni de monazite n’ont été analysés dans le cadre de ce projet. Néanmoins, nous savons que la région a subi plusieurs types 28 22F Post-grenvillien 950 D3 M4 950 Tardi à postgrenvillien Suite de La ligne (? Ma) Événement Grenvillien 1050 M3 Formation de Lac en Dentelle 1000 D2 22G Troctolite de Betchie (1002 Ma) Massif anorthositique alcalin de Labrieville (1010 - 1008 Ma) Suite de Louis (< 1060 Ma) Mangérites d’Alcantara-Dion (1022 Ma, de Farmer (1018 Ma) et de Sabot (1017 Ma) Suite de Miquelon (1047 Ma) Suite plutonique de Varin (1057-1007 Ma) et Suite plutonique de Pointe-des-Monts (? Ma) Anorthosite de Vanel (1080-1061 Ma) Complexe de Baie-Comeau (1101 Ma) 1100 Événement Adirondien 1150 Événement 1250 Elsonien tardif 1300 Événement Elsonien moyen D1 Événement 1400 Elsonien précoce 1200 Mangérite de Joncas (1247 Ma) Pinwarien 1500 1550 Wakamien 1250 1300 Suite plutonique mafique de De La Blache (1327 Ma) Complexe gneissique de Cap à l’Est (1391 Ma) Complexe de Hulot (1434 Ma, 1375 Ma, 1372 Ma) 1350 Suite anorthositique de Rivière-Pentecôte(1354 Ma) Suite plutonique de Bignell (1364,7 Ma) Suite plutonique de Belinda (1365,7 Ma) Suite plutonique de Lanctot (1373 Ma) 1400 Complexe de Bourdon (<1548 Ma, paragneiss migmatitisé et 1491 Ma, quartzite) 1450 Événement 1100 1150 1350 M1 1050 Suite anorthositique de Vallant (1148 Ma) Suite anorthositique de Lac-Saint-Jean (1160-1140 Ma) 1200 Elzévirien M2 1000 Monzonite quartzifère (fenêtre pinwarienne; Gneiss tonalitique (fenêtre pinwarienne; 1491 Ma) 1495 Ma) 1450 1500 1550 Arc magmatique juvénile de Dickin et Higgins, 1992 (>1500 Ma âges modèles Sm/Nd) 1600 1600 1650 Labradorien 1650 1700 1700 Événement ? ? Pré-labradorien 1750 1750 FIGURE 7 - Résumé des événements géologiques de la région étudiée (secteur ouest du SNRC 22G) et ceux de la région de Baie-Comeau (SNRC 22F; Moukhsil et al., 2009b). Les divisions des âges sont celles utilisées par Gower et Krogh (2002). Voir le texte pour les âges en millions d’années (Ma). 29 de métamorphisme (granulite et amphibolite) durant les temps géologiques qui se sont succédés dans la région. Du point de vue géochimique, la plupart des roches felsiques de la région coïncident surtout avec le domaine intraplaque correspondant à des granites anorogéniques. C’est le cas des suites plutoniques de Belinda et de Bignell, datées respectivement à 1365 et 1364 Ma. Ceci suggère qu’à cette époque la région a été affectée par des événements tectoniques d’extension en milieu intraplaque. D’autres auteurs (par ex. Corrigan et Hanmer, 1997) suggèrent un contexte de compression orogénique pour la mise en place des suites anorthositques et des roches associées (type AMCG) ailleurs dans le Grenville. D’un point de vue économique, la région recèle un potentiel minéral varié et non négligeable. Des minéralisations syngénétiques (Ni-Cu, Fe-Ti ± P) et épigénétiques (veines de carbonate à galène ± sphalérite) y sont reconnues. De plus, compte tenu de leur accessibilité, des sites pour la pierre architecturale ainsi que pour les minéraux industriels (quartzite, sillimanite, grenat) y font bonne figure. DAVID, J., 2007 – Géochronologie d’échantillons provenant du Bureau de Recherche Géologique du Québec, année 2006-2007 – Rapport final. Ministère des Ressources naturelles et de la Faune, Québec; GM 63237, 16 pages. DAVID, J. – DION, C. – GOUTIER, J. – ROY, P. – BANDYAYERA, D. – LEGAULT, M. – RHÉAUME, P., 2006 – Datations U-Pb effectuées dans la Sous-province de l’Abitibi à la suite des travaux de 2004-2005. Ministère des Ressources naturelles et de la Faune, Québec. RP 2006-04, 22 pages. DAVID, J. – MOUKHSIL, A. – CLARK, T. – HÉBERT, C. – NANTEL, S. – DION, C. – SAPPIN, A.A, 2009 – Datations U-Pb effectuées dans les provinces de Grenville et de Churchill en 2006-2007. Ministère des Ressources naturelles et de la Faune, Québec. RP 2009-03, 32 pages. DAVID, J. – MOUKHSIL, A. – GOBEIL. A. – SAPPIN, A.A. – DION, C., 2010a – Datations U-Pb effectuées dans la Province de Grenville en 2007-2008. Ministère des Ressources naturelles et de la Faune, Québec. RP 2010-02, 19 pages. DAVID, J. – MOUKHSIL, A. – DION, C., 2010b – Datations U-Pb effectuées dans la Province de Grenville en 2008-2009. Ministère des Ressources naturelles et de la Faune, Québec. RP 2010-10, 17 pages. RÉFÉRENCES DICKIN, A.P. – HIGGINS, M.D., 1992 – Sm/Nd evidence for a major 1.5 Ga crust-forming event in the central Grenville Province. Geology; volume 20, pages 137-140. ANDERSON, A.T., 1963 – Port-Cartier area. Ministère de l’Énergie et des Ressources, Québec; DP 171, 23 pages. DYMEK, R.F. – OWENS, B.E., 2001 – Petrogenesis of apatiterich rocks (nelsonite and oxide-apatite gabbronorite) associated with massif anorthosites. Economic Geology; volume 96, pages 797-815. ASHWAL, L.D., 1993 – Anorthosites: Springer-Verlag, Berlin, 422 pages. BELLEMARE, Y., 1995 – Inventaire des carrières de pierre de taille et de pierre concassée de la Côte-Nord (SNRC 22G). Ministère des Ressources naturelles, Québec; MB 95-09, 68 pages. BUDDINGTON, A.F., 1972 – Differentiation trend and parental magmas for anorthositic and quartz mangeritic series, Adirondacks, New York. Geological Society of America; Memoir 132, pages 477-488. CHAPPELL, B.W. – WHITE, A.J.R., 1974 – Two contrasting granite types. Pacific Geology; volume 8, pages 173-174. CLARK, T., 1998 – Un aperçu du potentiel du Grenville québécois pour des gîtes de Ni-Cu+Co+ÉGP. Ministère des Ressources naturelles, Québec; PRO-98-01, 9 pages. CLARK, T., 2000 – Le potentiel en Cu-Ni+Co+ÉGP du Grenville québécois : exemples de minéralisations magmatiques et remobilisés. Chronique de la Recherche minière, no 539, pages 85-100. CONDIE, K.C., 1997 – Plate tectonics and crustal evolution Butterworth-Heinemann, Oxford, 282 pages. CORRIGAN, D. – HANMER, C. 1997 – Anorthosites and related granitoids in the Grenville orogen: A product of convective thinning of the lithosphere? Geology, volume 25, no 1, pages 61-64. DAVID, J., 2006 – Géochronologie d’échantillons provenant de Géologie Québec, année 2005-2006 – Rapport final. Ministère des Ressources naturelles et de la Faune, Québec; GM 63236, 12 pages. EBY, G.N., 1992 – Chemical subdivision of the A-type granitoids: Petrogenetic and tectonic implications. Geology; volume 20, pages 641-644. EMSLIE, R.F. – HUNT, P.A., 1990 – Age and petrogenic significance of igneous mangerite-charnockite suites associated with massif anorthosites, Grenville Province. Journal of Geology; volume 98, pages 213-232. FAESSLER, C., 1938a – Le Paléozoïque de la Côte-Nord. Ministère des Ressources naturelles et de la Faune, Québec; GM 18578, 3 pages. FAESSLER, C., 1938b – Rapport géologique sur l’étude de l’anorthosite de la Côte-Nord. Ministère des Ressources naturelles et de la Faune, Québec; GM 15880, 3 pages. FRANCONI, A. – SHARMA, K.N.M. – LAURIN, A.F., 1975 – Région des rivières Betsiamites et Moïsie (Grenville 19681969). Ministère des Richesses naturelles, Québec; RG 162, 149 pages. GOBEIL, A. – BRISEBOIS, D. – CLARK, T. – VERPAELST, P. – MADORE, L. – WODICKA, N. – CHEVÉ, S., 2003 – Géologie de la moyenne Côte-Nord. Dans : Géologie et ressources minérales de la partie est de la Province de Grenville (D. Brisebois et T. Clark, coordonnateurs). Ministère des Ressources naturelles, Québec; DV 2002-03, pages 9-57. GOBEIL, A. – SIMARD, M. – CLARK, T. – HÉBERT, C. – LECLAIR, A., 2006 – Géologie de la région du lac Varin. Ministère des Ressources naturelles et de la Faune, Québec; RP 2006-01, 13 pages et 1 carte. GOWER, C.F. – KROGH, E.T., 2002 – A U-Pb geochronological review of the Proterozoïc history of the eastern Grenville Province. Canadian Journal of Earth Sciences; volume 39, number 5, pages 795-829. 30 GOWER, C.F. – HEAMAN, L.M. – LOVERIDGE, W.D. – SCHÄRER, U. – TUCKER, R.D., 1991., – Grenvillian magmatism in the eastern Grenville Province, Canada. Precambrian Research, volume 51, pages 315-336. NALDRETT, A. J., 1981 – Platinium-group element deposits. In: Platinium-group elements : Mineralogy Geology Recovery (Cabri, L.J. editor). The Canadian Institute of Mining and Metallurgy, special volume 23, 197-231 pages. HIGGINS, M.D. – VAN BREEMEN, O., 1996 – Three generations of AMCG magmatism, contact metamorphism and tectonism in the Saguenay-Lac-Saint-Jean region, Grenville Province, Canada. Precambrian Research; volume 79, pages 327-346. NANTEL, S. – MARTIGNOLE, J., 1991 – Le Complexe anorthositique de Rivière-Pentecôte (Côte-Nord). Ministère de l’Énergie et des Ressources, Québec; MM 89-02, 83 pages. IRVINE, T.N. – BARAGAR, W.R.A., 1971 – A guide to the chemical classification of common volcanic rocks. Canadian Journal of Earth Sciences; volume 8, pages 523-546. JENSEN, L.S. – PYKE, D.R., 1982 – Komatiites in the Ontario portion of the Abitibi belt. In: Komatiites. Geol. (eds) N.T. Arndt and E.G. Nesbitt (Allen and Unwin, London), pages 147-157. MACHADO, N. – MARTIGNOLE, J., 1988 – First U-Pb age for magmatic zircon in anorthosite: the case of the Pentecôte intrusion in Québec. GAC-MAC 1988. Programme et résumés; volume 13, page A76. MANIAR, P.D. – PICCOLI, P.M., 1989 – Tectonic discrimination of granitoids. Geological Society of America Bulletin; volume 101, pages 635-643. MARTIGNOLE, J., 1974 – L’évolution magmatique du Complexe de Morin et son apport au problème des anorthosites. Contributions to Mineralogy and Petrology; volume 44, pages 99-120. MCLENNAN, S.M., 1989 – Rare earth elements in sedimentary rocks: influence of provenance and sedimentary processes. Mineralogical Society of America Reviews in Mineralogy; volume 21, pages 169-200 MINISTÈRE DE L’ÉNERGIE ET DES RESSOURCES (MER), 1986 – Code Stratigraphique Nord-Américain. Gouvernement du Québec, DV 86-02, 58 pages MOUKHSIL, A. – LACOSTE, P. – SIMARD, M. – PERREAULT, S., 2007 – Géologie de la région septentrionale de BaieComeau (22F07, 22F08, 22F09, 22F15 et 22F16). Ministère des Ressources naturelles et de la Faune, Québec; RP 2007-04, 16 pages, 5 cartes. MOUKHSIL, A. – CLARK, T. – HÉBERT, C. – LABBÉ, J-Y., 2009a – Géologie des régions de Baie-Comeau et de Labrieville (22F01, 22F02, 22F03, 22F04, 22F05 et 22F06). Ministère des Ressources naturelles et de la Faune, Québec; RP 2009-01, 15 pages, 6 cartes. MOUKHSIL, A. – LACOSTE, P. – GOBEIL, A. – DAVID, J., 2009b – Synthèse géologique de la région de Baie-Comeau (SNRC 22F). Ministère des Ressources naturelles et de la Faune, Québec; RG 2009-03, 29 pages, 1 carte à l’échelle 1/250 000. MRNF, 2003 – Gîte – 22G, gisement métallique. Ministère des Ressources naturelles et de la Faune, Québec; Produits et services en ligne - Mines, E-Sigeom à la carte, www.mrnf. gouv.qc.ca/produits-services/mines.jsp (Système d’information géominière du Québec). MRNF, 2009 – Nouvelles cibles pour l’exploration minérale, travaux géoscientifiques 2009; Ministère des Ressources naturelles et de la Faune, Québec; PRO 2009-07, 8 pages. NADEAU, L., – VAN BREEMEN, O., 1994 – Do the 1,45-1,39 Montauban Group and La Bostonais Complex constitute a Grenvillian accreted terrane? In: Program with abstracts. Geological Association of Canada/Mineralogical Association of Canada; volume 19, page A81. NESBITT, H.W., 2003 – Petrogenesis of siliciclastic sediments and sedimentary rocks. In: Lentz, R.D.(ed.), Geochemistry of Sediments and Sedimentary Rocks: Evolutionary Consideration to Mineral Deposit-Forming Environements; Geological Association of Canada; volume 4, pages 39-51. OBALSKI, J., 1883 – Report of an exploration on the North Coast, from Saguenay to ‘‘La Pointe de Ste-Marguerite’’. Report of commissioner of Crown Lands, Québec; annexe no 50. OWENS, B.E. – DYMEK, R.F., 2001 – Petrogenesis of the Labrieville alkalic anorthosite massif, Grenville Province, Quebec. Journal of Petrology; volume 42, pages 1519-1546. PEARCE, J.A. – HARRIS, B.W. – TINDLE, A.G., 1984 – Trace element discrimination diagram for tectonic interpretation of granitic rocks, Journal of Petrology; volume 25, pages 956-983. PERREAULT, S. – HEAMAN, L., 2003 – Géologie et géochronologie de la Basse-Côte-Nord (entre Chevery et Blanc-Sablon) dans la Province géologique de Grenville. Dans : Géologie et ressources minérales de la partie est de la Province de Grenville (D. Brisebois et T. Clark, coordonnateurs). Ministère des Ressources naturelles, Québec; DV 2002-03, pages 119-145. RICHARDSON, J., 1869 – Geological Survey of Canada; report of progress 1866-1869, pages 305-311. RIVERS, T. 1997 – Lithotectonic element of the Grenville Province: review and tectonic implications. Precambrian Research; volume 86, pages 117-154. RIVERS, T. – MARTIGNOLE, J. – GOWER, C.F. – DAVIDSON, A., 1989 – New tectonics division of the Grenville Province, southeast Canadian Shield. Tectonics; volume 8, pages 63-84. TAYLOR, S.R. – MCLENNAN, S.M., 1985 – The continental crust: its composition and evolution. Blackwell, Oxford, pages 312. WHALEN, J.B. – CURRIE, K.L. – CHAPPELL B.W., 1987 – A type granites: Geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis. Contributions to Mineralogy and Petrology; volume 95, pages 407-419. WINDLEY, B.F., 1993 – Proterozoic anorogenic magmatism and itsorogenic connections. Journal of the Geological Society (London), volume 150, pages 39-50. WODICKA, N. – DAVID, J. – PARENT, M. – GOBEIL, A. – VERPAELST, P., 2003 – Géochronologie U-Pb et Pb-Pb de la région de Sept-Îles–Natashquan, Province de Grenville, moyenne Côte-Nord. Dans : Géologie et ressources minérales de la partie est de la Province de Grenville (D. Brisebois et T. Clark, coordonnateurs). Ministère des Ressources naturelles, Québec; DV 2002-03, pages 59-117. 31 ANNEXE 1 – Photographies PHOTO 1 - Migmatite d’origine sédimentaire avec des structures rubanées et plissées. Notez les lits de teinte claire (mobilisat/leucosome) et sombre (restite/mélanosome). Complexe de Bourdon (mPbou1). Affleurement 2009-AM-286. PHOTO 2 - Charnockite porphyrique à feldspath potassique et à quartz bleu (QZ) avec des textures rapakivi. Notez la présence d’un feldspath potassique (FK) de forme ronde (orbicule) ceinturé comme les autres cristaux par une mince bordure de plagioclase blanchâtre. Suite plutonique de Lanctot (mPlct2). Affleurement 2009-AM-240. PHOTO 3 - Monzodiorite à enclaves mafiques déformées et étirées (E). Suite plutonique de Belinda (mPbda). Affleurement 2009-PL-2225. PHOTO 4 - Essaims d’enclaves mafiques (E) dans la monzodiorite. Suite plutonique de Belinda (mPbda). Affleurement 2009-PL-2224. PHOTO 5 - Charnockite fortement déformée (structure en L). Notez l’alignement et l’étirement des minéraux ferromagnésiens (L). Suite plutonique de Bignell (mPbil). Affleurement 2009-AM-172. PHOTO 6 - Structure planaire primaire dans une anorthosite. Notez l’alignement des bâtonnets de plagioclase (PG) montrant un fluage magmatique. Suite anorthositique de Rivière-Pentecôte (mPpen4). Affleurement 2009-AM-114. 32 ANNEXE 1 – Photographies (suite et fin). PHOTO 7 - Anorthosite et leuconorite déformées dans la zone de chevauchement qui borde le contact oriental de la Suite anorthositique de Vallant (mPval). Le crayon marqueur indique la direction et le plongement de la linéation minérale dans le plan XZ. Affleurement 2009-AM-285. PHOTO 8 - Cible Lac Corail : photomicrographie des sulfures constitués principalement de pyrrhotite (PO), partiellement altérée avec des traces de pyrite (PY) et de chalcopyrite (CP). De la magnétite (MG) est aussi présente. Affleurement 09-AM-44, lumière réfléchie. PY PHOTO 9 - Indice Kangou : photomicrographie montrant la texture des sulfures. Ils sont constitués surtout de pyrrhotite (PO) avec des traces de pyrite (PY) et de chalcopyrite (CP). Affleurement 09-PL-2164, lumière réfléchie. PHOTO 10 - Cible Bruno : photomicrographie de la minéralisation constituée surtout de pyrrhotite (PO) avec des traces de pyrite (PY) dans une matrice de silicates à texture granoblastique. Affleurement 2009-PL-2225, lumière réfléchie. PHOTO 11 - Indice G13L1 : photomicrographie au microscope électronique à balayage (MEB) montrant de fines fissures remplies de matériel blanchâtre et constitué d’uranophane (UP), dont l’identification a été confirmée par diffractométrie des rayons-X. PHOTO 12 - Indice Ashini : pegmatite uranifère de teinte rose blanchâtre contenant des enclaves déformées de paragneiss. Affleurement 09-PL-2173. 33 Résumé La région cartographiée est localisée à l’est de Baie-Comeau, sur la Côte-Nord. Le projet constitue la continuité d’un programme d’acquisition de données géoscientifiques dans la partie centrale de la Province de Grenville. Ce levé géologique couvre les feuillets SNRC 22G05, 22G06, 22G11, 22G12, 22G13, 22G14 et 22G15. Plusieurs lithodèmes d’âge mésoprotérozoïque, constitués de roches métasédimentaires et intrusives (mafiques à felsiques) ont été définis dans la région. On observe, du plus ancien au plus jeune : le Complexe de Bourdon (paragneiss, quartzite, migmatites, roches calco-silicatées et pegmatites), la Suite plutonique de Lanctot (granite, charnockite, monzonite quartzifère, mangérite), la Suite plutonique de Belinda (monzodiorite, monzonite quartzifère, mangérite), la Suite plutonique de Bignell (granite, charnockite, monzonite, mangérite), la Suite anorthositique de RivièrePentecôte (SARP; anorthosite, leuconorite, leucotroctolite), la Suite anorthositique de Vallant (SAVA; anorthosite, leuconorite, leucotroctolite, troctolite), le Complexe de Baie-Comeau (gneiss tonalitiques, granitiques et granulitiques), la Suite plutonique de Varin (granite, monzonite quartzifère, mangérite, charnockite), la Suite de Louis (gabbro, gabbronorite, pyroxénite), la Suite plutonique de Pointe-des-Monts (mangérite, monzonite) et la Suite de La ligne (syénite, monzonite, granite). Des dykes de diabase d’âge grenvillien et éocambrien, ainsi que de rares affleurements de dolomie d’âge ordovicien, sont également observés dans la région. Plus de 200 analyses géochimiques ont été réalisées dans le cadre de ce projet. Ces analyses lithogéochimiques ont révélé que les roches felsiques et intermédiaires se sont mises en place dans des environnements d’arc volcanique et/ou intraplaque. La géochimie des roches métasédimentaires du Complexe de Bourdon laisse présager que les sédiments ont une origine proximale et qu’ils proviennent de l’érosion de roches ignées felsiques. Les deux suites anorthositiques se distinguent d’un point de vue géochimique et appartiendraient à deux suites de type AMCG (anorthosite-mangérite-charnockite-granite). La déformation régionale est représentée par une gneissosité et une forte foliation pénétrative, avec une orientation générale NE-SW et un pendage modéré à abrupt. Ces fabriques planaires portent des linéations à composante pendage. On observe plusieurs zones de faille et de cisaillement, dont certaines sont associées à d’importantes structures impliquant, par exemple, un chevauchement vers le NE de la Suite anorthositique de Vallant. Les résultats géochronologiques obtenus dans la région de Baie-Comeau (SNRC 22F) ont permis de documenter un total de sept événements ignés, alors que seulement quatre de ces événements (1007 à 1500 Ma) sont reconnus dans la région cartographiée (SNRC 22G). La zone de métasédiments du Complexe de Bourdon documentée dans la région de Baie-Comeau se prolonge dans la région cartographiée. Ces derniers constituent un événement sédimentaire (<1492 Ma) commun à l’ouest et à l’est de Baie-Comeau. Les événements ignés les plus documentés sont matérialisés par un magmatisme anorogénique associé à la mise en place de deux suites AMCG. La première suite s’est mise en place entre 1350 et 1364 Ma (SARP) et la deuxième, entre 1140 et 1160 Ma (SAVA). Comme dans la région de Baie-Comeau et ailleurs dans la Province de Grenville, l’orogenèse grenvillienne, qui s’étale de 1100 à 980 Ma, est marquée par la mise en place de suites plutoniques felsiques à mafiques. Bien que le métamorphisme régional varie du faciès supérieur des amphibolites à celui des granulites dans la région, les événements métamorphiques ne sont pas définis par datation géochronologique. Plusieurs types de minéralisations ont été rencontrés dans la région : 1) les minéralisations de Ni-Cu dans les roches ignées mafiques à ultramafiques; 2) les minéralisations de Ni-Cu-Co dans les roches ignées mafiques à ultramafiques associées aux anorthosites; 3) les minéralisations de Ni-Cu-Co-Zn dans des gabbros, 4) les minéralisations d’Ag épigénétiques; 5) les minéralisations de Pb-Zn-Ag épigénétiques; 6) les minéralisations d’Au-Cu-Zn; 7) les minéralisations de Fe-Ti ± P dans les gabbronorites; et 8) les minéralisations d’U-Th dans les pegmatites et les migmatites. Plusieurs sites d’intérêt sont connus pour la pierre architecturale et de nouvelles cibles ont aussi été observées. Finalement, quelques sites pour les minéraux industriels comme le quartzite, la sillimanite et le grenat, ont été identifiés.
