Domaine lithotectonique de Baleine, sud-est de la Province de Churchill, Nunavik, Québec, Canada : synthèse de la géologie

Isabelle Lafrance, Marc-Antoine Vanier, Benoit Charette
BG 2020-07
Publié le  

 

 

 

À la UNE

L’Essentiel

La synthèse du sud-est de la Province de Chuchill (SEPC; Lafrance et al., 2018) a permis de redéfinir les limites du Domaine lithotectonique de Baleine. Une carte géologique et un schéma stratigraphique de ce domaine sont présentés dans ce bulletin. Le Domaine de Baleine est caractérisé par de vastes étendues d’orthogneiss, de nombreuses intrusions felsiques à mafiques et, dans sa portion centrale, par la présence d’une importante séquence de roches sédimentaires fortement migmatitisées. Les travaux de géochronologie ont permis de réviser les limites avec le Domaine lithotectonique de Rachel-Laporte qui coïncident avec l’apparition de gneiss ou de paragneiss d’âge archéen. 

Ce contexte géologique est favorable à la mise en place de minéralisations magmatiques de Ni-Cu-EGP et de V-Fe-Ti ainsi que de métaux rares associées à des granites pegmatitiques et à des roches hyperalcalines. De plus, dans le sud du domaine, on relève un potentiel pour des porphyres à Cu-Au-Mo reliés à l’intrusion potassique de la Suite de Champdoré. Cette zone favorable est associée à des minéralisations filoniennes épithermales à Au-Cu-Ag mises en place dans une séquence métavolcanique de la Suite de Curot.

Méthode de travail

Le Domaine lithotectonique de Baleine a été cartographié en utilisant la méthode établie pour les levés effectués dans les milieux isolés sans accès routier. Des travaux de cartographie géologique à l’échelle 1/250 000 couvrant la majeure partie du domaine ont été réalisés par des équipes de six à huit géologues et de sept à neuf étudiants au cours des étés 2011 à 2015. Des vérifications sur le terrain ont aussi été effectuées dans la partie sud du domaine à l’été 2016 par une équipe de quatre géologues et de trois étudiants. Certains secteurs du feuillet SNRC 24K ont aussi été retravaillés à une échelle plus détaillée à l’été 2015, principalement dans le cadre d’un projet de maîtrise (Lamirande et Bilodeau, 2018). Les travaux de cartographie antérieurs réalisés par le Ministère dans le sud du domaine, entre autres ceux de l’été 2009 (Hammouche et al., 2011), ont aussi été pris en compte dans le traitement des données. 

À son extrémité NW, le Domaine de Baleine comprend un bloc détaché constituant le Complexe structural de Diana. Ce complexe regroupe l’ensemble des unités de cette région appartenant à la Province de Churchill. Il comprend des lithologies de composition et d’âge de mise en place différents (archéen à protérozoïque), mais métamorphisées au Paléoprotérozoïque. Bien que les statistiques concernant ce secteur aient été incluses dans la synthèse (nombre d’échantillons, zones minéralisées, etc.), aucune corrélation n’a été faite entre les lithologies du Complexe de Diana et les autres unités du Domaine de Baleine en l’absence de vérification sur le terrain. Ce secteur n’est donc pas présenté sur les cartes géologiques ni décrit dans les différentes sections de ce bulletin, puisque sa géologie est demeurée inchangée depuis les travaux de Madore et Larbi (2000). La cartographie et la synthèse du Domaine de Baleine ont permis de produire et de mettre à jour les éléments d’information présentés dans le tableau ci-contre.

 

Données et analyses
Élément Nombre
Affleurement décrit (géofiche) 4949 affleurements
Analyse lithogéochimique totale 678 analyses
Analyse lithogéochimique des métaux d’intérêt économique 84 analyses
Analyse géochronologique 39
Lame mince standard 509
Lame mince polie 38
Coloration au cobaltinitrite de sodium 169
Fiche stratigraphique 29
Fiche de substances minérales 44

 

 

Travaux antérieurs

Le tableau ci-dessous présente une liste des travaux réalisés dans le secteur à l’étude depuis 1896. Il inclut aussi les références citées dans le rapport.

Travaux antérieurs dans la région d’étude
Auteur(s) Type de travaux Contribution
Low, 1896; Bell et Low, 1900 Reconnaissance géologique Premiers travaux d’inventaire géologique dans le sud-est de la Province de Churchill (SEPC)

Fahrig, 1965

Taylor et Skinner, 1964

Taylor, 1979

Cartographie géologique régionale à l’échelle 1/250 000 Premiers travaux systématiques de cartographie géologique à l’échelle du SEPC

Bergeron, 1957Sauvé, 1957 et 1959

Gélinas, 1959

Gold, 1962Bourque, 1991

Danis, 1988Girard, 1995

Hammouche et al., 2011

Cartographie géologique à l’échelle 1/50 000 Géologie des feuillets SNRC 23I, 23P, 24A, 24K, 24M, 24N

Madore et Larbi, 2000

Simard et al., 2013

Lafrance et al., 2014, 2015 et 2016

Charette et al., 2016

Cartographie géologique à l’échelle 1/250 000 Géologie des feuillets SNRC 23P, 24A, 24J, 24G, 24H, 25C, 25D, 25E et 25F

Bardoux et al., 1998; Poirier et al., 1990

Perreault et Hynes, 1990

Van der Leeden et al., 1990

Wardle et al., 1990a, 1990b et 2002

Compilation, synthèse géologique, divisions lithotectoniques et implications géodynamiques

Contexte et évolution géotectonique du SEPC

Moorhead, 1989; Poirier, 1989

Vanier, 2017, 2018 et 2019

Études structurales, stratigraphiques et métamorphiques Analyses des zones de cisaillement; modélisations métamorphiques

Machado et al., 1989; Isnard et al., 1998

David et al., 2011; 2020

Davis et al., 2014 et 2015Augland et al., 2016

Rayner et al., 2017 et 2019

Davis et Sutcliffe, 2018a et 2018b

Corrigan et al., 2018 et 2019

Godet et al., 2017 et 2020a; Godet, 2020

Géochronologie, synthèse, divisions lithotectoniques et implications géodynamiques Datations U-Pb dans le Domaine de Baleine au Québec : complexes d’Ungava, de Qurlutuq, de Knox, de Griffis et de Kaslac, suites d’Aveneau, de Dancelou, de Saffray, de Winnie, de False, de Soisson, de Grand Rosoy, de Lhande et de Champdoré

James et al., 1996

Géochronologie, synthèse et divisions lithotectoniques Datations U-Pb dans le prolongement du Domaine de Baleine au Labrador : Complexe de Knox

Geodata Solutions GDS, 2009

Dumont et Dostaler, 2010

D’Amours et Intissar, 2012a, 2012b2013a et 2013b

Intissar et al., 2014

Levés géophysiques Levés aériens magnétiques et spectrométriques de haute résolution dans le Domaine de Baleine

Stratigraphie

Le Domaine lithotectonique de Baleine est situé dans la partie centre-ouest du sud-est de la Province de Churchill (SEPC). La portion centrale de ce domaine est caractérisée par la présence d’une couverture de roches métasédimentaires fortement migmatitisées (suites de False et de Winnie) et d’intrusions potassiques archéennes montrant une orientation générale E-W (Suite de Saffray). Les secteurs nord et sud du Baleine présentent toutefois des caractéristiques lithologiques et des styles structuraux différents (voir section Géologie structurale). Dans le secteur nord, Simard et al. (2013) et Lafrance et al. (2014) avaient d’ailleurs défini des domaines distincts en fonction des assemblages lithologiques présents : 1) le Domaine de Gabriel, dominé par les roches volcano-sédimentaires des suites d’Akiasirviup et de Curot; 2) le Domaine de Baie aux Feuilles dans lequel on trouve les unités intrusives du Complexe de Kaslac, de la Suite de Tasialuk et du Pluton de Kuujjuaq; et, 3) le Domaine de Buteux, constitué principalement des suites métasédimentaires de Winnie et de False. Ces divisions, interprétées par ces auteurs comme des écailles d’unités paléoprotérozoïques limitées par des failles de chevauchement, pourraient être considérées comme des sous-domaines à l’intérieur du Domaine de Baleine. Des travaux de cartographie plus détaillés sont toutefois nécessaires pour mieux les définir. Ces divisions ne sont pas retenues dans le cadre de cette synthèse.

Dans le même secteur, la limite avec le Domaine lithotectonique de Rachel-Laporte (à l’ouest du Baleine) a été déplacée vers l’ouest par rapport aux travaux de Simard et al. (2013) étant donné la présence de gneiss archéens à l’est de la Faille du Lac Olmstead (FAolm), qui constitue maintenant la limite entre les deux domaines dans ce secteur. Plus au sud, cette limite est représentée par la Faille du Lac Turcotte (FAtur), qui vient rejoindre la FAolm dans la région du lac Diana (feuillet 24K06). Les gneiss en question étaient auparavant assignés à la Suite de Ballantyne (maintenant abandonnée) au sein du Rachel-Laporte (Simard et al., 2013). Toutefois, l’âge archéen de ces roches et les vérifications sur le terrain à l’été 2015 (Bilodeau, communication personnelle) ne permettent pas de distinguer ces gneiss de ceux du Complexe d’Ungava, ce qui motive leur intégration au Domaine de Baleine.

À l’instar du secteur nord, la partie sud du Baleine comprend des unités distinctives, les principales étant les suites de Champdoré et de Grand Rosoy. Cette dernière, auparavant assignée au Groupe de Laporte du Domaine de Rachel-Laporte (Girard, 1995; Hammouche et al., 2011), contient des zircons détritiques archéens (2825 Ma à 2618 Ma; Davis et Sutcliffe, 2018a), ce qui justifie son rattachement au Domaine de Baleine. L’absence de zircons détritiques paléoprotérozoïques dans les roches métasédimentaires de la Suite de Grand Rosoy permet de les distinguer de celles du Domaine de Rachel-Laporte, lesquelles contiennent des populations de zircons détritiques archéennes et paléoprotérozoïques (Henrique-Pinto et al., 2017). Pour cette raison, la limite entre les domaines de Rachel-Laporte et de Baleine a aussi été déplacée vers l’ouest dans ce secteur. 

Cette section offre une description sommaire des unités stratigraphiques du Domaine de Baleine présentées en fonction du type de lithologie, de leur répartition spatiale et de leur chronologie relative. Une description plus détaillée est disponible dans le Lexique stratigraphique via les hyperliens ci-dessous. Le schéma stratigraphique simplifié ci-contre illustre les relations entre les différentes unités afin d’aider le lecteur à mieux comprendre leur agencement spatial et chronologique. Il est accompagné d’une échelle de temps répertoriant les âges des unités géologiques. La dimension des unités dans le schéma respecte approximativement les superficies cartographiées. Les références associées aux datations se trouvent dans la légende de la carte du Domaine lithotectonique de Baleine et dans les fiches du Lexique stratigraphique.

 

Roches gneissiques archéennes

Le socle gneissique archéen représente plus du quart du Domaine de Baleine. Même s’il couvre des superficies plus importantes dans le secteur nord, le Complexe d’Ungava (Aung), la principale unité de gneiss, est réparti dans l’ensemble du domaine. Les variations de composition et l’étalement important des âges archéens (2950 Ma à 2656 Ma) indiquent que ce complexe renferme probablement plusieurs unités intrusives distinctes. Régionalement, les âges obtenus pour les gneiss tonalitiques pourraient correspondre en partie aux épisodes de magmatisme tonalitique reconnus dans le Domaine de Douglas-Harbour de la Province du Supérieur (2880 Ma à 2775 Ma; Simard et al., 2008). L’unité de tonalite la plus importante du Domaine de Douglas-Harbour est la Suite de Faribault-Thury (2785 Ma à 2775 Ma), constituée de tonalite à biotite ± hornblende foliée à gneissique et d’aspect migmatitique. Dans le Domaine de Baleine, les âges métamorphiques paléoprotérozoïques provenant du Complexe d’Ungava (1864 à 1786 Ma) sont quant à eux contemporains de l’épisode de migmatitisation des paragneiss de la Suite de False, de la fusion partielle des migmatites de la Suite de Winnie ainsi que de la mise en place de la majorité des unités intrusives paléoprotérozoïques.

Les autres unités de gneiss archéens affleurent dans le secteur sud du Domaine de Baleine. Le Complexe de Knox (Agkx), majoritairement à orthopyroxène, se présente en interdigitations ou en enclaves dans les unités de la Suite charnockitique de De Pas. Le Complexe de Griffis (nAgrf), formé d’orthogneiss, de migmatites, de roches intrusives et de paragneiss, était antérieurement considéré comme un bloc archéen au sein du Domaine de Rachel-Laporte (Hammouche et al., 2011) avant le déplacement de la limite entre les domaines.

Les gneiss archéens sont migmatitisés à divers degrés. Dans le Complexe d’Ungava, les roches les plus affectées par la fusion partielle ont été assignées au Complexe de Qurlutuq (ApPqur), dont l’âge archéen appuie l’hypothèse que les migmatites dérivent de la fusion partielle des gneiss. Les résultats géochronologiques d’Augland et al. (2016) indiquent que les roches de cette unité ont subi une migmatitisation ancienne à l’Archéen. Toutefois, un épisode de fusion partielle paléoprotérozoïque entre 1,9 Ga et 1,8 Ga n’est pas exclu, bien qu’il soit difficile à vérifier étant donné qu’il se manifeste par de minces surcroissances sur les zircons. 

Les gneiss et les migmatites renferment des enclaves, des niveaux et des boudins de roches intrusives mafiques et ultramafiques assignées à la Suite de Ralleau (ApPral). L’âge de cette unité n’est pas connu, mais les observations de terrain suggèrent qu’elle pourrait en partie représenter d’anciens dykes mafiques qui ont été boudinés ou transposés dans la gneissosité.

Dans la partie centrale du Domaine de Baleine, les intrusions potassiques archéennes de la Suite de Saffray (nAsaf; 2696 Ma à 2683 Ma) sont associées à de fortes anomalies magnétiques positives E-W d’envergure régionale. Cette partie du Baleine se trouve dans le prolongement du Domaine d’Utsalik de la Province du Supérieur, juste à l’ouest de la Fosse du Labrador. Dans le Supérieur, des anomalies magnétiques similaires, aussi orientées E-W, sont associées à la présence de grandes intrusions potassiques tarditectoniques archéennes, dont la Suite de Maurel (2707 Ma à 2686 Ma; Simard et al., 2008). Cette dernière est constituée de granodiorite, de monzodiorite quartzifère et de granite à hornblende-biotite à structure porphyroïde. Ces ressemblances du point de vue de la composition, de la géochronologie et de la structure entre les intrusions des suites de Saffray et de Maurel appuient l’hypothèse de Wardle et al., 2002). Ces auteurs avançaient que le Domaine de Baleine pouvait constituer un bloc détaché de la Province du Supérieur. 

Roches supracrustales archéennes

Dans la partie centrale du Domaine de Baleine, un événement de fusion partielle majeur a affecté les paragneiss de la Suite de False (nAfas) au Paléoprotérozoïque, avec pour résultat la production d’une quantité importante de diatexite et de métatexite (Suite de Winnie [pPwii]). Les âges détritiques obtenus dans la Suite de False sont compris entre 3335 Ma et 2678 Ma (Godet et al., 2020a). La cristallisation du liquide anatectique dans ces deux suites est estimée entre 1838 Ma (Davis et al., 2015) et 1807 Ma (Godet et al., 2020a). Les anomalies magnétiques positives E-W qui caractérisent la Suite de Saffray se poursuivent dans l’ouest du Domaine de Baleine avec une intensité légèrement moindre. Ces observations semblent indiquer que la réponse géophysique du Saffray est progressivement masquée par la couverture supracrustale migmatitique, laquelle est interprétée comme relativement mince à cet endroit (Lafrance et al., 2014). La présence des suites de False et de Winnie entre les intrusions archéennes du Saffray suggère également que ces unités ont été enfouies ensemble lors d’un événement collisionnel au Paléoprotérozoïque.

La partie sud du Domaine de Baleine comprend une séquence d’arkose et d’arénite métamorphisées, la Suite de Grand Rosoy (nAgy). Dans ce secteur, cette suite est interstratifié avec les paragneiss faiblement migmatitisés et les amphibolites appartenant respectivement aux suites d’Akiasirviup (nAaki) et de Curot (nApPcut). Ces deux dernières unités se concentrent à la bordure occidentale du domaine et affleurent majoritairement dans les secteurs nord et sud, alors qu’elles forment une mince bande dans la partie centrale. Il n’est donc pas exclu que les séquences volcano-sédimentaires nord, centrale et sud représentent en fait des unités distinctes. Selon Simard et al. (2013), les suites d’Akiasirviup et de Curot constituent possiblement des équivalents plus métamorphisés des unités paléoprotérozoïques de la Supersuite de Laporte du Domaine de Rachel-Laporte. Les résultats géochronologiques obtenus dans la Suite de Grand Rosoy indiquent cependant que le matériel détritique provient uniquement de l’érosion de roches archéennes, justifiant par là leur appartenance au Domaine de Baleine.

Roches intrusives paléoprotérozoïques

L’épisode de fusion partielle associée aux diatexites et aux métatexites de la Suite de Winnie (pPwii) est contemporain à la mise en place de nombreuses suites intrusives entre 1861 Ma et 1811 Ma.

La Suite d’Aveneau (pPavn) constitue la plus importante unité intrusive paléoprotérozoïque. Elle a été cartographiée dans l’ensemble du Domaine de Baleine, à l’exception de son extrémité sud. Elle est composée d’intrusions felsiques blanchâtres dont l’aspect s’apparente à celui du leucosome des migmatites du Complexe de Qurlutuq. Ces roches sont interprétées par Simard et al. (2013) comme représentant en partie le produit final de fusion des gneiss du Complexe d’Ungava. L’âge de cristallisation de l’Aveneau (1817 Ma à 1811 Ma) est contemporain de la cristallisation du liquide anatectique des diatexites de la Suite de Winnie et du métamorphisme des gneiss du Complexe d’Ungava. Les analyses de zircons protérozoïques sans évidence de noyaux archéens donnent des âges précis, mais étalés sur une période significative (40 Ma). Davis et al. (2015) proposent que cette unité résulte soit d’une cristallisation qui s’est étirée sur une longue période de métamorphisme, possiblement dans la croûte profonde, soit de la remobilisation de roches protérozoïques légèrement plus vieilles en association avec une composante archéenne. La Suite d’Aveneau renferme des enclaves des unités plus anciennes, particulièrement des complexes d’Ungava et de Qurlutuq et des suites de Ralleau et de False. À plusieurs endroits, les intrusions de la Suite d’Aveneau s’injectent sous la forme de filons-couches décimétriques à décamétriques dans les roches plus anciennes.

La Supersuite de De Pas, une intrusion syntectonique polyphasée qui s’étend dans l’ensemble du Domaine lithotectonique de George à l’est, affleure aussi le long de la bordure orientale du Domaine de Baleine. Dans le secteur NE du Domaine de Baleine, elle forme une masse intrusive d’une trentaine de kilomètres de largeur.

Les unités intrusives du Complexe de Kaslac (pPkaa), de la Suite de Tasialuk (pPtak) et du Pluton de Kuujjuaq (pPkuu) se sont mises en place au sein des gneiss du Complexe d’Ungava ou des paragneiss de la Suite de False. Le Complexe de Kaslac est constitué d’un ensemble complexe de roches intrusives gneissiques à mylonitiques. Les roches de composition principalement intermédiaire contiennent couramment de l’orthopyroxène. À l’ouest, le Complexe de Kaslac est en contact tectonique avec les roches volcano-sédimentaires des suites d’Akiasirviup et de Curot par l’entremise de la Faille de Gabriel. Les deux autres unités forment des intrusions de faibles dimensions. Les roches intrusives felsiques porphyroïdes de la Suite de Tasialuk sont localisées le long de la Faille de Gabriel et coupent les unités du Complexe de Kaslac et de la Suite de False. Le Pluton de Kuujjuaq forme une intrusion elliptique d’une douzaine de kilomètres de longueur au sein des paragneiss de la Suite de False.

Les intrusions felsiques potassiques de la Suite de Champdoré (pPchm) sont bornées à l’ouest par la Faille du Lac Turcotte, alors que les intrusions intermédiaires à mafiques de la Suite de Lhande (pPlnd) sont situées directement au nord de la Suite de Champdoré. Ces deux unités s’injectent dans les roches métasédimentaires migmatitisées des suites de False et de Winnie. Le Domaine de Baleine comprend aussi quelques intrusions mineures circulaires ou elliptiques de quelques kilomètres de diamètre. À l’extrémité sud du domaine, l’Enderbite de Gamelin (pPgin) réunit trois masses intrusives qui coupent les unités du Complexe de Griffis. Dans le secteur centre-nord, le Pluton de Chaumaux (pPchu) comprend deux intrusions anorthositiques au sein du Complexe de Qurlutuq. Le Gabbro de Potel (pPpot) représente une intrusion peu déformée qui s’est mise en place dans les unités de paragneiss et de paraschiste de la Suite d’Akiasirviup, à l’extrémité sud du Domaine de Baleine.

Finalement, la Suite de Dancelou (pPdac) représente l’unité paléoprotérozoïque la plus jeune (1793 Ma à 1748 Ma) du Domaine de Baleine. Elle est constituée d’intrusions granitiques peu déformées qui forment des plutons kilométriques bien circonscrits dispersés dans l’ensemble du domaine ou qui s’injectent sous forme de dykes dans les unités plus anciennes. À l’instar de la Suite d’Aveneau, la Suite de Dancelou renferme couramment des enclaves des unités environnantes.

Roches intrusives et dykes mésoprotérozoïques

La Suite de Soisson (mPsoi) comprend cinq intrusions non déformées et non métamorphisées de troctolite, de gabbro à olivine, de gabbro et de gabbronorite. Ces roches mafiques à structure subophitique présentent un aspect similaire aux dykes décrits ci-dessous, mais forment plutôt des masses intrusives kilométriques. Elles coupent le Complexe d’Ungava et les suites de Saffray, de Winnie, d’Aveneau et de Dancelou.

L’ensemble du SEPC est traversé par différents essaims de dykes mafiques, à structure ophitique ou subophitique, regroupés en fonction leur orientation. Ces dykes coupent l’ensemble des unités du SEPC et débordent les limites des domaines lithotectoniques. Deux essaims de dykes ont été observés dans le Domaine de Baleine. Une douzaine de dykes de gabbro à olivine de <3 km de longueur, orientés NNW-SSE, ont été assignés à l’Essaim de Falcoz (mPfal) dans le secteur nord. Un seul dyke de gabbro à olivine de direction ENE-WSW faisant partie des Dykes de Harp (mPhar) a été décrit dans secteur sud. Il traverse le Complexe de Griffis et les suites d’Akiasirviup et de Grand Rosoy sur ~14 km de longueur.

Métamorphisme

Les roches métamorphiques constituent les lithologies dominantes du Domaine de Baleine. La quasi-totalité d’entre elles ont été métamorphisées au Paléoprotérozoïque (Machado et al., 1989; Perreault et Hynes, 1990; Godet et al., 2020a). Néanmoins, un âge métamorphique de 2809 Ma (Augland et al., 2016) obtenu dans le Complexe de Qurlutuq indique l’occurrence d’un événement de migmatitisation à l’Archéen. Toutefois, les évidences de ce métamorphisme régional archéen ont été presque entièrement oblitérées par l’événement paléoprotérozoïque (Moorhead, 1989; Poirier, 1989; Goulet, 1995).

L’empreinte métamorphique dominante du domaine a été acquise lors de l’édification de l’Orogenèse du Nouveau-Québec, active de 1836 Ma (Godet et al., 2020a) à 1760 Ma (Machado et al., 1989), et qui résulte de la collision oblique du SEPC avec le Craton du Supérieur (Wardle et al., 2002). Les roches affectées lors de cet événement montrent une progression de l’intensité du métamorphisme vers l’est, passant du faciès des schistes verts dans la Fosse du Labrador, jusqu’à celui des granulites dans le Domaine de Baleine (Moorhead, 1989; Poirier, 1989; Perreault et Hynes, 1990; Clark et Wares, 2004; Simard et al., 2013; Charette et al., 2016; Godet et al., 2017). 

Le système de failles en relais des lacs Olmstead et Turcotte, qui représente la limite occidentale du Domaine de Baleine, exerce une influence importante sur la zonation métamorphique de l’Orogène du Nouveau-Québec. Cette structure marque généralement une frontière entre un domaine moins métamorphisé, à l’ouest, et l’atteinte des conditions d’anatexie, à l’est (Charette et al., 2016; Godet et al., 2020a). En effet, les roches de la Suite d’Akiasirviup, situées à la bordure ouest du Domaine de Baleine, présentent des cristaux de muscovite squelettiques adjacents à des pseudomorphes de liquide anatectique (Charette et al., 2016). L’isograde associé à la disparition de la muscovite est localisé plus à l’est, à la limite entre les suites d’Akiasirviup et de False (Charette et al., 2016). Dans la région de Kuujjuaq, cette limite correspond à la Faille de Gabriel (Simard et al., 2013). Les paragenèses observées dans la Suite de False sont à quartz-plagioclase-biotite ± grenat ± sillimanite ± hornblende. La muscovite y est rarement présente. Les diatexites et les métatexites de la Suite de Winnie présentent une paragenèse semblable à celle de la Suite de False, en plus des phénocristaux de microcline et, localement, de la kyanite (unité pPwii2). De manière générale, les migmatites de la Suite de Winnie occupent le territoire à l’est de la Suite de False. Les gneiss du Complexe d’Ungava sont également migmatitisés. Plusieurs échantillons de ce complexe contiennent des zircons datés entre 1864 Ma et 1786 Ma que l’on associe soit à la migmatitisation, soit au métamorphisme. De plus, les tonalites et les granites blancs à schlierens de la Suite d’Aveneau sont en partie interprétés comme le résultat de la fusion partielle régionale (Simard et al., 2013). Ainsi, la cartographie géologique des secteurs nord et central du Domaine de Baleine révèle un volume de migmatites très important et une augmentation générale du taux de fusion partielle vers l’est. La présence d’un tel volume de migmatites implique un métamorphisme généralisé qui a minimalement atteint le faciès supérieur des amphibolites, voire possiblement celui des granulites (Simard et al., 2013, Lafrance et al., 2014; Charette et al., 2016). 

L’extrémité sud du domaine se distingue par l’absence de fusion partielle dans les roches métasédimentaires de la Suite de Grand Rosoy. La paragenèse à quartz-plagioclase-muscovite-biotite ± sillimanite témoigne de l’atteinte du faciès des amphibolites. Le gradient métamorphique dans ce secteur est aussi plus important comme le démontre le passage rapide (moins d’une dizaine de kilomètres) du faciès des amphibolites enregistré par les roches du Grand Rosoy à celui des granulites dans les gneiss à orthopyroxène du Complexe de Knox.

Des études de modélisation métamorphique ont permis d’estimer les conditions de pression et de température associées au paroxysme métamorphique dans les sections nord (Poirier, 1989; Perreault et Hynes, 1990) et centrale (Godet et al., 2017, 2020a) du Domaine de Baleine. Dans le secteur nord, les conditions du paroxysme métamorphique sont estimées autour de 800 à 850 °C et 0,6 GPa à 0,8 GPa. Dans la portion centrale, un échantillon de roche mafique a enregistré une température de 790 °C et une pression de 0,72 GPa (Godet et al., 2020a) Ces valeurs confirment l’atteinte du faciès des granulites. L’étude de Godet et al. (2017) corrobore aussi l’augmentation de l’intensité du métamorphisme vers l’est, en passant du Domaine de Rachel-Laporte vers celui de Baleine, confirmant les travaux précédents mentionnés ci-dessus. De plus, ces éléments combinés aux données géochronologiques permettent de définir le parcours P-T-t des roches métamorphiques dans le Domaine de Baleine (Godet et al., 2020a). Ainsi, l’âge du grenat à 1836 ±18 Ma, obtenu dans une lentille d’amphibolite à grenat au sein de paragneiss de la Suite de False, correspond au paroxysme métamorphique. Une décompression isothermale s’en suit et la cristallisation des zircons à 1807 ±4 Ma témoigne d’un retour aux conditions subsolidus (Godet et al., 2020a). L’observation de couronnes de symplectites de plagioclase-clinopyroxène postcinématiques autour du grenat supporte cette hypothèse (Groppo et al., 2007; Godet et al., 2020a). Des symplectites de plagioclase-hornblende ou de plagioclase-clinopyroxène autour des grenats ont aussi été notées dans le Complexe de Kaslac (Lamirande et al., 2016). La trajectoire rétrograde associée à une décompression isothermale est caractéristique du métamorphisme du Domaine de Baleine et le distingue de celui des domaines lithotectoniques de Mistinibi-Raude et de Falcoz, à l’est. Ces derniers ont aussi subi un métamorphisme au faciès des granulites qui a cependant été suivi par une exhumation lente associée à l’érosion (Charette, 2016; Godet et al., 2020b; Godet, 2020).

Lithogéochimie

La lithogéochimie des unités du Domaine de Baleine est présentée séparément sous forme de tableaux.

Géologie structurale

Le Domaine lithotectonique de Baleine est subdivisé en neuf domaines structuraux définis en fonction des unités stratigraphiques présentes et de leur style structural. Les fabriques principales sont présentées dans l’ordre chronologique pour chacun des domaines structuraux, pour ensuite être mises en relation dans le contexte de l’évolution structurale du SEPC.

Le Domaine 1 est dominé par les paragneiss de la Suite d’Akiasirviup. Il est limité à l’ouest par les failles de chevauchement dextre du Lac Turcotte et du Lac Olmstead (Poirier, 1989; Perreault et Hynes, 1990; Goulet, 1995). La fabrique principale de ce domaine correspond à une foliation généralement parallèle au rubanement de composition ou à la gneissosité. La distribution des pôles de la foliation sur le stéréogramme suggère qu’elle est affectée par des plis NW-SE déversés vers le SW. Des plis locaux d’échelle kilométrique affectant la foliation témoignent de cette phase de déformation.

Le Domaine 2 regroupe principalement les roches gneissiques à mylonitiques du Complexe de Kaslac. Il est bordé à l’ouest par la Faille de Gabriel (FAgab), interprétée comme une structure dextre inverse à pendage vers l’est (Simard et al., 2013). Le patron aéromagnétique et les traces des foliations dessinent des formes elliptiques avec des cœurs montrant un agencement désordonné. Les foliations mesurées dans un sous-domaine (délimité en blanc sur la figure) caractérisé par un patron aéromagnétique désordonné sont faiblement pentées et de direction variable. En bordure de ces formes elliptiques, les foliations sont plus inclinées avec des traces mieux définies. Les structures elliptiques les mieux circonscrites sont associées aux intrusions de métagabbro ferrifère du Complexe de Kaslac qui offrent un contraste rhéologique prononcé avec les gneiss felsiques à intermédiaires encaissants. Il est possible que la déformation progressive dans ces zones à forts contrastes rhéologiques ait favorisé la formation de plis en fourreau à axe long vertical par plissement actif (Reber et al., 2012). Les structures coronitiques et les réactions métamorphiques de décompression observées au sein des métagabbros suggèrent une exhumation rapide et sont compatibles avec la présence de structures étirées selon un axe vertical.

Le Domaine 3 correspond approximativement au domaine 5 de Simard et al. (2013). Il occupe un secteur dominé par les gneiss du Complexe d’Ungava et les migmatites du Complexe de Qurlutuq. Ce secteur est caractérisé par des plis à plongée faible à modérée vers le SE (Simard et al., 2013). Les linéations d’étirement de la portion NW du Domaine 3, d’orientation SE et subhorizontales, coïncident avec l’axe de plis calculé.

Le Domaine 4 regroupe les zones de cisaillement les plus importantes du Domaine lithotectonique de Baleine. Sa signature aéromagnétique est caractérisée par un rubanement prononcé correspondant aux traces des foliations. Les unités lithologiques sont affectées par une foliation intense, couramment mylonitique. Dans la moitié sud du Domaine 4, la Zone de cisaillement du Lac Tudor (ZCtud) constitue la limite orientale du Domaine de Baleine. Cette structure transpressive dextre (van der Leeden et al., 1990) est caractérisée par des foliations subverticales et des linéations d’étirement subhorizontales. La Zone de cisaillement de Koksoak (ZCkok) est une nouvelle structure définie ici qui délimite les domaines structuraux 3 et 5. La zone d’influence de la ZCkok a été mise en évidence à l’aide des cartes aéromagnétiques (D’Amours et Intissar, 2012a, 2012b, 2013a et 2013b; Intissar et al., 2014) et correspond à un secteur marqué par un rubanement continu parallèle à l’orientation des foliations mesurées. Elle est coupée à son extrémité SE par un secteur peu déformé de la Suite granitique de De Pas. Plusieurs affleurements intensément déformés ont été observés le long de la ZCkok. Aucune information n’est toutefois disponible sur la cinématique associée. Le plan de foliation moyen est orienté ESE et subvertical avec des linéations d’étirement subhorizontales de même direction. L’attitude des fabriques principales de la ZCkok est donc similaire à celle de la ZCtud. Deux zones de cisaillement E-W ont également été incluses dans le Domaine 4. Elles sont reconnaissables en raison de la présence de quelques affleurements intensément déformés et de l’interprétation du patron aéromagnétique qui démontre l’existence de corridors étroits associés à une foliation régulière E-W. Ces structures correspondent aussi à des discontinuités lithologiques majeures à l’échelle du Domaine de Baleine entre les sections nord, centre et sud (voir section Stratigraphie). Toutefois, les données structurales disponibles sont insuffisantes pour en définir les caractéristiques principales.

Le Domaine 5, situé au SW de la ZCkok, est composé principalement de tonalite massive à foliée de la Suite d’Aveneau injectée dans les gneiss du Complexe d’Ungava. Sa signature aéromagnétique est diffuse et désorganisée et permet difficilement de dessiner les linéaments structuraux. Les foliations mesurées sont majoritairement à faible pendage vers le SE et se distribuent préférentiellement le long d’un grand cercle dont le pôle correspond approximativement aux charnières de plis mesurées et aux linéations d’étirement. Il s’agit donc d’un domaine caractérisé par des plis ouverts à faible plongée vers le SE. Il est impossible de déterminer si ceux-ci sont droits ou déversés.

Les suites de Winnie et de False constituent la majeure partie du Domaine 6. Les foliations et les rubanements migmatitiques de ces roches sont principalement orientés vers le NNW avec un faible pendage vers le NNE. Les linéations d’étirement montrent une faible plongée NE à SE. La transition avec le Domaine 7 est diffuse et correspond à la présence de structures elliptiques à axe E-W associées à la Suite de Saffray. Il n’est pas exclu que ces structures représentent un héritage archéen puisqu’elles se trouvent dans le prolongement de linéaments géophysiques observés dans la Province du Supérieur (voir section Tectonique régionale). Les traces des foliations et les plans axiaux définissant les ellipses sont replissés par des plis ouverts N-S, de sorte que l’agencement général du domaine 7 correspond à un intermédiaire entre les schémas d’interférence de plis de type I et II de Ramsay et Huber (1987). Ce type d’interférence implique la présence de plis déversés, ce qui est validé par les mesures de plans axiaux à pendage modéré vers le SE. Le maximum des pôles des foliations coïncide avec celui des plans axiaux, suggérant que ces foliations sont affectées par les plis serrés déversés vers le NW. Des plis droits et ouverts N-S pourraient être responsables de la dispersion des mesures de foliation.

Le Domaine 8 englobe une diversité de lithologies archéennes à paléoprotérozoïques. Les traces de foliations définissent un arrangement complexe en dômes et bassins ou en croissant interprété comme le résultat de plis superposés. Les bordures de ces structures sont souvent délimitées par des zones de cisaillement subverticales E-W à NW-SE qui rejoignent la ZCtud. Le patron d’interférence de plis en croissant (type II de Ramsay et Huber, 1987) est dominant dans la portion sud du domaine; de plus la FAtur est plissée selon le même arrangement. Le Domaine 9 est localisé en bordure de la ZCtud. Les foliations y sont subverticales et affectées par des plis Pn serrés à isoclinaux dont l’axe calculé est subhorizontal et subparallèle aux linéations d’étirements N-S.

Dans le Domaine 8, des plis Pn-1 déversés vers le NW affectent les roches paléoprotérozoïques de la Suite de Champdoré. Dans le Domaine lithotectonique de Rachel-Laporte, des plis de géométrie similaire à ceux du Domaine 7 sont présents dans le Complexe de Rénia. Selon Moorhead et Hynes (1990), ces plis sont associés au chevauchement du socle archéen du Baleine vers le SW sur le Rachel-Laporte lors de l’Orogenèse du Nouveau-Québec. Ainsi, les plis serrés et déversés Pn-1 du Domaine 7 pourraient être contemporains de ceux affectant le Complexe de Rénia. De la même façon, les plis Pn-1 dans le Domaine 8 sont interprétés comme étant associés au chevauchement du Domaine de Baleine sur celui du Rachel-Laporte dans un système de plis et de zones de chevauchement. Cette interprétation est appuyée par le fait que ce domaine affiche le même schéma d’interférence en croissant, ce qui implique que le système de plis et de zones de chevauchement est repris par des plis droits N-S. Les plis déversés vers le NW qui y sont associés se seraient formés lors d’une phase de déformation Dn-1 lors de la construction de l’Orogène du Nouveau-Québec dans le Domaine de Baleine.

Les plis droits d’axe N-S ouverts au nord et serrés à isoclinaux au sud sont identifiés Pn puisqu’ils reprennent les plis déversés P1. Ils constituent un élément structural important, surtout dans le Domaine 9, où ils sont prédominants. La correspondance entre les linéations d’étirement du Domaine 9 avec celle de la ZCtud suggère que les plis P2 orientés N-S sont associés à la même phase de déformation que celle associée à la formation de cette zone de cisaillement en transpression dextre. La ZCkok est coupée au sud par une zone peu déformée correspondant à la Supersuite de De Pas. En prolongeant la ZCkok à travers cette zone peu déformée, elle rejoint la Zone de cisaillement de la Rivière George (ZCrge). La ZCkok semble donc appartenir au vaste réseau de zones de cisaillement regroupant les zones de cisaillement de la Rivière George, du Lac Tudor, de Moonbase et de Falcoz qui se serait formé à la suite d’une compression selon un axe WSW-ENE (Vanier, 2019). Ce réseau de zones de cisaillement s’étend dans le Domaine de Baleine et est plus ancien qu’une partie de la Supersuite de De Pas.

Les fabriques principales des domaines 1, 2, 3, 5 et 6 sont difficilement corrélables à l’échelle du Domaine de Baleine. La correspondance entre les rubanements migmatitiques et les foliations du Domaine 6 suggère toutefois que la déformation est contemporaine à la fusion partielle, elle-même datée entre 1838 Ma (Davis et al., 2015) et 1807 Ma (Godet et al., 2020a) dans les suites de Winnie et de False.

Tectonique régionale

Le SEPC a été subdivisé en domaines lithotectoniques caractérisés par des évolutions tectoniques distinctes (James et Dunning, 2000; Corrigan et al., 2018). Si l’histoire de certains domaines est bien étayée (Corrigan et al., 2018; Godet et al., 2020b), celle du Domaine de Baleine reste encore mal comprise, particulièrement en ce qui concerne les événements antérieurs à l’Orogenèse du Nouveau-Québec qui sont à la base de ces subdivisions (Corrigan et al., 2018). Le Domaine de Baleine inclut ici le « Domaine de Kuujjuaq » défini par Wardle et al. (2002) et Corrigan et al. (2018). Ce dernier représente une entité peu connue comprenant d’importantes unités archéennes (complexes d’Ungava et de Qurlutuq et suites de Saffray et de False). Son extension vers le nord est peu discutée par ces auteurs. Il pourrait se prolonger selon eux jusqu’à l’intersection interprétée de la Zone de cisaillement du Lac Tudor (ZCtud) et de la Faille du Lac Turcotte.

La présente synthèse remet en question le prolongement vers le nord de la ZCtud et, par le fait même, la localisation de la limite nord du « Domaine de Kuujjuaq » et, par conséquent, du Domaine de Baleine. Si une telle frontière existe, elle se trouverait plus au nord et coïnciderait avec la Zone de cisaillement de Koksoak (ZCkok). Ainsi, le socle rocheux au NE de la ZCkok pourrait appartenir au Domaine de George. Par contre, on ne peut affirmer que les roches archéennes de part et d’autre de cette structure ont connu une évolution tectonique distincte, puisque parmi les unités stratigraphiques archéennes dominantes du Domaine de Baleine, seule la Suite de Saffray est confinée au SW de la ZCkok. 

La comparaison entre les âges de mise en place du socle gneissique au sein du Domaine de Baleine (complexes d’Ungava et de Qurlutuq) avec ceux des unités similaires du Domaine de George (complexes de Saint-Sauveur et de Guesnier) peut aider à mieux circonscrire ces subdivisions lithotectoniques. Les huit âges obtenus au nord du « Domaine de Kuujjuaq » – secteur considéré comme la poursuite du Domaine de George par Corrigan et al. (2018) –  s’étalent de 2843 Ma à 2701 Ma (Machado et al., 1989; Davis et al., 2014; Corrigan et McFarlane, 2017, comm. pers.; Davis et Sutcliffe, 2018b), tandis qu’à l’intérieur du « Domaine de Kuujjuaq », seulement deux âges de cristallisation (2656 Ma [David et al., 2020] et 2666 Ma [Corrigan et McFarlane, 2017, comm. pers]) sont disponibles. Dans le Domaine de George, les âges obtenus sont aussi néoarchéens, allant de 2687 Ma à 2663 Ma (Davis et al., 2014; Corrigan et al., 2018; David et al., en préparation). 

De prime abord, le socle gneissique au nord du « Domaine de Kuujjuaq » semble donc plus ancien que les gneiss situés au sein de ce dernier ou dans le Domaine de George. Toutefois, la rareté des données géochronologiques dans ces deux derniers secteurs, par rapport à celui au nord du « Domaine de Kuujjuaq », peut expliquer l’étalement des âges moins important. Les données actuelles ne permettent pas de conclure que la portion au nord du « Domaine de Kuujjuaq » et le Domaine de George partagent une origine commune. 

L’hypothèse privilégiée concernant l’évolution du « Domaine de Kuujjuaq » est qu’il représente la marge riftée du Craton du Supérieur (James et Dunning, 2000; Wardle et al., 2002; Rayner et al., 2017; Godet et al., 2020a). Divers arguments appuient cette hypothèse : 1) les âges similaires de la Suite de Saffray (2696 Ma à 2693 Ma) et de la Suite intrusive de Maurel (2707 Ma à 2686 Ma) de la Province du Supérieur; 2) les ressemblances de composition de ces deux suites (voir section Stratigraphie); et, 3) les linéaments géophysiques d’orientation E-W associés au Saffray qui pourrait correspondre au prolongement des structures présentes dans la Province du Supérieur (Wardle et al., 2002; Lafrance et al., 2014).

Dans un même ordre d’idées, le secteur nord du Domaine de Baleine (au nord du « Domaine de Kuujjuaq ») pourrait représenter en partie la continuité du Domaine de Douglas Harbour de la Province du Supérieur, lequel est caractérisé par de grandes unités de tonalite (voir section Stratigraphie). L’évolution tectonique du Domaine de Baleine à l’Archéen demeure toutefois beaucoup moins comprise que celle de l’Orogène du Nouveau-Québec au Paléoprotérozoïque. Ce dernier épisode a affecté la totalité du Domaine de Baleine, ce qui appuie la décision d’unifier ce vaste territoire au sein d’un même domaine.

Les travaux de modélisation métamorphique et de pétrochronologie de Godet et al. (2020a), réalisés dans la partie centrale du Domaine de Baleine, permettent d’interpréter et de décrire trois phases d’évolution tectonique associées à la mise en place de l’Orogène du Nouveau-Québec. Lors de la collision avec le Domaine de George, le Domaine de Baleine a d’abord été enfoui et a subi un métamorphisme atteignant le faciès des granulites. La seconde phase implique le chevauchement du Domaine de Baleine sur le Domaine de Rachel-Laporte le long de la Faille du Lac Turcotte, entraînant la décompression isothermale dans le Domaine de Baleine, ainsi que l’enfouissement des roches du Domaine de Rachel-Laporte et leur métamorphisme au faciès des amphibolites. Finalement, ces deux domaines juxtaposés ont progressivement été exposés à leur niveau actuel par l’érosion. Ce modèle implique que la Faille du Lac Turcotte représente une discontinuité métamorphique importante qui se révèle par le diachronisme métamorphique entre les domaines de Baleine et de Rachel-Laporte, plutôt que par un gradient observé sur le terrain qui révèlerait une augmentation graduelle de l’intensité du métamorphisme. L’information disponible sur cette structure clé de l’Orogène du Nouveau-Québec est toutefois limitée, étant donné qu’elle est rarement exposée.

Géologie économique

Le Domaine lithotectonique de Baleine est un secteur favorable à plusieurs types de minéralisations :

  • minéralisations magmatiques et hydrothermales de Ni-Cu (± EGP ± Au ± Co) associées aux intrusions mafiques à ultramafiques;
  • minéralisations magmatiques de vanadium, de fer et de titane dans des intrusions mafiques;
  • minéralisations de Cu-Au-Mo associées à des intrusions porphyriques;
  • minéralisations filoniennes et épithermales associées à des volcanites mafiques à felsiques;
  • minéralisations de métaux rares associées aux roches hyperalcalines et aux granites pegmatitiques;
  • minéralisations associées aux roches sédimentaires. 

Le tableau des zones minéralisées ci-dessous présente les résultats d’analyses pour les 44 zones minéralisées connues dans le secteur.


 
Nom Teneurs
Minéralisations associées aux intrusions porphyriques à Cu-Au-Mo
Baleine 13 250 ppm Cu sur 0,5 m (R); 8,54 ppm Ag sur 0,5 m (R)
Champdoré Sud 10,8 ppm Ag (G); 42,7 ppm Th (G)
Lac Champdoré – 1 9963 ppm Cu (G); 5,7 ppm Ag (G); 262 ppb Au (G)
Lac Champdoré – 2 23 900 ppm Cu (G); 37 ppm Ag (G); 1850 ppb Au (G)
Lac Champdoré – 2-Mo 1640 ppm Mo (G)
Minéralisations associées aux pegmatites granitiques
Cible-5 1380 ppm U (G); 195 ppm Th (G)
Coude Sangumanialuk-Est 1400 ppm Th (G); 948 ppm ETR (G)
Coude Sangumanialuk-Ouest 3015 ppm ETR (G); 1010 ppm Th (G)
Urani-22 3244,8 ppm ETR (G); 916 ppm Th (G); 2410 ppm U (G); 332 ppm Y (G); 1340 ppm Pb (G); 378 ppm Mo (G)
Urani-Est 2110 ppm U (G); 802,5 ppm ETR (G); 432 ppm Th (G)
Urani-NE 2988,9 ppm ETR (G); 815 ppm Th (G)
Urani-Ouest 1630 ppm U (G)
Minéralisations de métaux rares associées aux roches hyperalcalines
Siurivvik 2349,49 ppm ETR (G); 1442 ppm Sr (G); 5,68 % P2O5 (G)
Minéralisations de vanadium, fer et titane dans des intrusions mafiques
Potel 1691 ppm V (G); 31,81 % Fe2O3t (G); 5,27 % TiO2 (G)
Kaslac 1448 ppm V (G); 22,77 % Fe2O3t (G); 680 ppm Cu (G)
Minéralisations magmatiques et hydrothermales de Ni-Cu ± EGP ± Au associées aux intrusions mafiques et ultramafiques
Grand Rosoy 1 23 000 ppm Cu sur 1 m (R)
A14-1E 7850 ppm Ni sur 1,4 m (R); 4640 ppm Cu sur 1,4 m (R); 540 ppm Co sur 1,4 m (R); 94 ppb Pd (G)
A14-1W 6339 ppm Ni (G); 2640 ppm Cu (G); 2,3 ppm Ag sur 0,2 m (D); 440 ppm Co (G)
A17-1 3028 ppm Ni (G); 2927 ppm Cu (G); 4 ppm Ag (G)
Papavoine 12 655 ppm Ni sur 0,2 m (D); 11 200 ppm Cu (G); 13 005 ppm Zn sur 0,4 m (D); 10,7 ppm Ag sur 0,4 m (D); 181 ppb EGP (G); 1096 ppm Co sur 0,2 m (D)
Papavoine Ouest 5774 ppm Ni sur 1 m (D); 4857 ppm Cu sur 0,7 m (D); 1 ppm Ag sur 0,7 m (D)
Papavoine Ouest – QPD01007 3875 ppm Ni sur 1 m (D); 2620 ppm Cu sur 1 m (D); 3310 ppm Zn sur 0,5 m (D); 4,8 ppm Ag sur 0,5 m (D)
Papavoine Sud 7081 ppm Ni sur 0,1 m (D); 1738 ppm Cu sur 1 m (D); 1418 ppm Zn sur 0,1 m (D); 424 ppm Cr sur 0,1 m (D); 916 ppm Co sur 0,1 m (D); 1,5 ppm Ag sur 0,1 m (D)
Minéralisations filoniennes à Cu ± Au ± Ag ± Ni dans des métavolcanites
Couture 650 000 ppm Cu (G); 420 ppm Ag (G); 950 ppb Au (G); 2400 ppm Se (G)
Couture Nord 8015 ppm Cu (G)
Couture Sud 15 000 ppm Cu (G); 1,4 ppm Ag (G)
Céline 12 140 ppm Cu (G); 7,9 ppm Ag (G); 434,1 ppm Ni (G)
Ivik 3170 ppm Ni (G)
Lac Uni 5567 ppm Cu (G)
Niviaxie 17 450 ppb Au (G); 13 900 ppm Cu (G); 8,2 ppm Ag (G)
Niviaxie-2 18 600 ppm Cu (G); 33,4 ppm Ag (G); 256 ppb Au (G)
Niviaxie-Nord 1365 ppb Au (G); 11 400 ppm Cu (G)
Niviaxie-Nord-2 13 900 ppm Cu (G); 8,1 ppm Ag (G)
TB2-3 53 000 ppm Cu (G); 7,4 ppm Ag (G)
Zone XII 11 000 ppm Cu (G)
Zone XiX 1552 ppb Au (G); 5435 ppm Cu (G); 2,8 ppm Ag (G)
Minéralisations de type indéterminé dans des roches sédimentaires
Cap Jagged 7 ppm Ag (G); 1000 ppm Cu (G); 820 ppm Zn (G); 720 ppm Ni (G)
Danis 3 2500 ppb Au (G)
Lac Recouet – 1 7105 ppm Cu (G)
Lac Recouet – 2 16 000 ppm Cu (G); 7,4 ppm Ag (G)
Souel 10 ppm Ag (G)
Tibo 5 ppm Ag (G); 460 ppm Cu (G); 340 ppm Zn (G)
Minéralisations dans des formations de fer
Boubou 324 000 ppm Fe (G)
Minéralisations de sulfures exhalatifs dans les roches sédimentaires (Sedex)
Kavisililik 52 200 ppm Pb (G); 3324 ppm Zn (G)

(D) : Forage au diamant; (G) : Échantillon choisi; (R) : Rainure – échantillon en éclats

 

 

Le tableau des analyses lithogéochimiques des métaux d’intérêt économique donne la localisation, la description et les résultats d’analyse pour 152 échantillons choisis dans le but d’évaluer le potentiel économique de la région.

Minéralisations magmatiques et hydrothermales de Ni-Cu ± EGP ± Au ± Co associées aux intrusions mafiques à ultramafiques

Le Domaine de Baleine comprend des unités de roches intrusives mafiques et ultramafiques favorables à la mise en place de minéralisations de Ni-Cu. Plusieurs zones rouillées minéralisées en sulfures observées au sein du Complexe de Kaslac et des suites de Soisson, de Ralleau et de Lhande ont donné des teneurs anomales en ces éléments. Ces zones sont aussi couramment associées à la présence d’anomalies géochimiques de fond de lac et à des cibles de régression spatiale en nickel, en cuivre ou en or (Lamothe, 2009).

BG 2020-07 – BaleineLes intrusions mafiques kilométriques non déformées de la Suite de Soisson constituent également une zone favorable. Les intrusions les plus au sud contiennent sept zones minéralisées, dont celle de Papavoine, où les meilleures teneurs ont été obtenues (1,27 % Ni et 1,12 % Cu; Deveau et al., 2001). Les zones rouillées, métriques à décamétriques, renferment 5 à 35 % de sulfures et sont observées à la base des filons-couches, au contact avec le paragneiss encaissant. La minéralisation (pyrrhotite, chalcopyrite et pentlandite) se présente sous forme disséminée, en amas et en veinules millimétriques dans les intrusions mafiques et le paragneiss souvent graphiteux (<10 %). Même si toutes les zones minéralisées connues se concentrent dans les intrusions les plus au sud, Sappin et al. (2020) mentionnent que l’ensemble des intrusions de cette suite suivent les mêmes tendances évolutives et sont donc considérées comme étant cogénétiques et prospectives pour les minéralisations en Ni-Cu. De plus, ces auteurs indiquent aussi que la pétrographie, la chimie minérale et la composition géochimique des roches de la Suite de Soisson présentent des similitudes avec les cumulats de troctolite et de gabbro à olivine de l’intrusion de Voisey’s Bay (Suite plutonique de Nain). Bien que légèrement plus jeune que cette dernière (1335 à 1331 Ma; Amelin et al., 1999), un lien génétique est possible entre le Soisson (1312 Ma; Corrigan et al., 2019) et la Suite plutonique de Nain.

Dans la région du lac Jeannin, un échantillon de gabbronorite de la Suite de Lhande, récolté dans le cadre des travaux du Ministère, a aussi donné des teneurs anomales en cuivre (1250 ppm), nickel (640 ppm) et or (35 ppb). L’affleurement 15-JC-5046, associé à une anomalie magnétique positive de ~4 km sur 400 m, expose une zone rouillée de 50 cm de largeur renfermant des veinules de carbonate et de pyrrhotite (1 %).

Dans la partie nord du Domaine de Baleine, le gabbro et la pyroxénite du Complexe de Kaslac renferment de nombreuses zones rouillées décimétriques à décamétriques qui contiennent 1 à 10 % de sulfures (pyrrhotite-pyrite ± chalcopyrite) disséminés ou dans des veinules de quartz-carbonate-épidote, suggérant qu’au moins une partie de la minéralisation serait tardive ou remobilisée. Plusieurs échantillons prélevés lors des travaux du Ministère au sein ces zones rouillées ont révélé des teneurs anomales ou significatives en Cu (<1305 ppm) ± Ni (<490 ppm) ± Au (<215 ppb). Localement, les zones rouillées sont associées à la présence de zones d’altération hydrothermale (albite, épidote ou carbonate), par exemple aux affleurements 11-PL-6171 et 11-CL-5214.

Dans le gabbro amphibolitisé de la Suite de Ralleau, la minéralisation est principalement reliée à des processus hydrothermaux. Par exemple, à la zone minéralisée de Grand Rosoy 1 (2,3 % Cu; Desbien, 1998), les sulfures sont disséminés dans un stockwerk de veinules de quartz-feldspath-malachite de 4 m à 5 m de diamètre, mais sont aussi présents à l’intérieur même du gabbro, suggérant que la minéralisation associée aux veinules représente une remobilisation de sulfures d’origine possiblement magmatique. Les sulfures observés consistent en pyrite, pyrrhotite et chalcopyrite avec des proportions moindres de bornite et de covellite.

Des échantillons prélevés sur différents affleurements assignés à la Suite de Ralleau ont aussi révélé des teneurs anomales en cuivre (<720 ppm), plus particulièrement aux affleurements 16-BC-1054, 15-LP-2064, 11-CL-5168 et 15-IL-3181. La minéralisation (<10 % pyrrhotite, <2 % pyrite et <1 % chalcopyrite) est principalement disséminée et en amas millimétriques dans des veines de quartz millimétriques à décimétriques ou dans des injections felsiques ou mafiques à grenat coupant le gabbro. 

Minéralisations magmatiques de vanadium, de fer et de titane dans des intrusions mafiques

Dans la partie nord du Domaine de Baleine, le métagabbro ferrifère à porphyroblastes de grenat du Complexe de Kaslac (pPkaa2) est associé à deux très fortes anomalies magnétiques annulaires de 4 km sur 2,6 km et de 8,5 km sur 3 km. L’anomalie sud représente une zone favorable pour les minéralisations d’origine magmatique de V ± Fe ± Ti associées aux intrusions mafiques litées. Des gabbros sans grenat, des faciès lités formés de lithologies allant de l’anorthosite au mélanogabbro et des lentilles de roches ultramafiques ont aussi été observées en association avec le métagabbro ferrifère. Une teneur indicielle (1448 ppm; zone minéralisée de Kaslac) et près d’une vingtaine de teneurs anomales en vanadium (<1371 ppm), couramment associées à des teneurs significatives en titane (<1,8 % TiO2) et en fer (<28,4 % Fe2O3), ont été obtenues à dans l’unité pPkaa2. Ces teneurs sont liées à la présence de magnétite (jusqu’à 10 %), possiblement vanadifère, et localement d’ilménite. Dans certains cas, entre autres à la zone minéralisée de Kaslac, le métagabbro magnétique contient aussi des zones rouillées anomales en cuivre (<680 ppm) renfermant de la pyrrhotite (~1 %) et de la chalcopyrite (traces) disséminées.

Le Gabbro de Potel, localisée à l’extrémité sud du Domaine de Baleine, constitue une seconde zone favorable pour ce type de minéralisation. À la zone minéralisée de Potel (1691 ppm V; Hammouche et al., 2011), la minéralisation se présente en lits centimétriques de magnétite vanadifère et d’ilménite disséminées à massives dans une mélanogabbronorite coronitique.

Minéralisations de Cu-Au-Mo associées à des intrusions porphyriques

Dans le secteur sud du Domaine de Baleine, à proximité de la Faille du Lac Turcotte, une série de zones minéralisées regroupées à l’intérieur et en bordure d’une intrusion potassique (Suite de Champdoré) semble indiquer un potentiel pour des minéralisations porphyriques à Cu-Au-Mo. Leur association spatiale avec des minéralisations filoniennes injectées dans une séquence métamorphisée de volcanites et de pyroclastites (Suite de Curot) pourrait également représenter un contexte favorable pour des minéralisations épithermales à Au-Cu-Ag. La zone favorable de Champdoré comprend huit zones minéralisées indicielles, dont quatre au sein de la granodiorite. La Suite de Champdoré est une unité intrusive polyphasée composée de différents faciès de roches intermédiaires à felsiques bien foliées à gneissiques. La présence de 10 à 25 % de phénocristaux de feldspath potassique est aussi caractéristique des roches de cette unité.

Les meilleures teneurs proviennent de la zone minéralisée de Lac Champdoré – 2 (2,39 % Cu, 37 g/t Ag et 1,85 g/t Au; Séguin, 2008) encaissée dans une monzodiorite quartzifère. La répartition inégale du feldspath potassique dans la monzodiorite pourrait indiquer une altération potassique. Ce minéral forme une phase interstitielle qui remplace localement le plagioclase. La biotite est aussi faiblement chloritisée. La zone minéralisée d’une largeur de ~15 m contient des sulfures disséminés associés à des amas centimétriques à décimétriques rouillés et aplatis. Ces amas composés de quartz, de hornblende et de pistachite sont entourés d’un halo d’altération brun orangé qui renferme jusqu’à 15 % de pyrite cubique et de la chalcopyrite en trace. À une soixantaine de kilomètres au NW, une intrusion similaire comprend un niveau de paragneiss à pyrite-chalcopyrite ayant donné 2240 ppm Cu et 187 ppb Au (15-MP-1212). Plus de travaux sont nécessaires afin de vérifier le potentiel de la Suite de Champdoré. 

Dans un tout autre secteur, dans le nord du domaine, la zone minéralisée de Baleine (1,3 % Cu et 8,5 g/t Ag; Simard et al., 2013) semble être associée à une zone d’altération potassique (feldspath potassique, biotite et séricite) au contact entre une migmatite du Complexe de Qurlutuq et une diorite amphibolitisée de la Suite de Ralleau. La mise en place des sulfures serait possiblement post-tectonique, en lien avec la Supersuite de De Pas (Brind’amour-Côté et al., 2017). La zone minéralisée, formée de 5 à 10 % de pyrite, 1 à 5 % de chalcopyrite et de traces de pyrrhotite, affleure sur ~30 cm de largeur et 10 m de longueur. Elle est associée à des anomalies de sédiments de fond de lac en argent (Lamothe, 2009).

Minéralisations filoniennes et épithermales associées à des volcanites mafiques à felsiques

La zone favorable de Champdoré, mentionnée précédemment, comprend aussi quatre zones minéralisées indicielles (Niviaxie, Niviaxie-2, Niviaxie-Nord et Niviaxie-Nord-2) localisées au sein d’une séquence métavolcanique de la Suite de Curot. Cette séquence de ~3,5 km de longueur sur 300 m de largeur forme une alternance décimétrique à métrique de niveaux de composition intermédiaire, mafique et felsique. Plusieurs structures primaires sont préservées, tels les coussins et les scories. Ces roches sont fortement altérées en épidote et en carbonate et sont coupées par des injections de granite aplitique et pegmatitique. Les roches felsiques sont rouillées, mais les teneurs indicielles semblent plutôt être associées aux unités mafiques où la minéralisation se présente sous la forme de veines de quartz minéralisées en bornite, en chalcocite, en chalcopyrite et en malachite (Séguin, 2008). Ces veines sont orientées parallèlement à la foliation régionale et ont une épaisseur moyenne de 10 cm sur une extension latérale de 30 cm à plusieurs mètres de longueur (Séguin, 2008). De nombreux blocs erratiques sont aussi porteurs d’une minéralisation similaire dans le secteur. Les meilleures teneurs provenant d’échantillons choisis sont de 17,45 g/t Au, 1,86 % Cu et 8,2 g/t Ag (Séguin, 2008).

Une deuxième bande de même dimension composée de métavolcanites rubanées et altérées (épidote et feldspath potassique) a été observée à <500 m à l’est. Les deux bandes sont séparées par une granodiorite de la Suite de Champdoré qui est affectée à cet endroit par une très forte linéation subverticale. 

À une cinquantaine de kilomètres au SSE de la zone favorable de Champdoré, les métavolcanites de la Suite de Curot renferment aussi plusieurs zones minéralisées indicielles. Les minéralisations en Cu-Ag-Au sont principalement associées à des veines et des veinules de sulfures ± quartz ± plagioclase ± pyroxène ± magnétite coupant des niveaux décimétriques d’amphibolite rouillée. Leur mise en place est probablement attribuable à la remobilisation de sulfures de type exhalatif. Quatre de ces zones (Couture, Couture NordCouture Sud et Lac Uni) sont distribuées le long d’un linéament magnétique positif de 12 km de longueur. Ce linéament est associé à une zone de cisaillement orientée ~N-S. À la zone Couture, des échantillons choisis ont donné jusqu’à 65 % Cu, 420 g/t Ag et 0,95 g/t Au (Desbiens, 1998). Les sulfures sont disséminés ou forment des amas centimétriques dans les veines et dans l’amphibolite. Les principaux minéraux métalliques sont la digénite, la chalcocite, l’hématite et la brochantite. Des quantités moindres de bornite et de covellite, ainsi que des traces de malachite, d’azurite, de pyrrhotite, de lépidocrocite, de goethite et de clausthalite sont aussi notées (Danis, 1988; Desbiens, 1998). La roche encaissante montre couramment une altération en épidote et en hématite sous la forme de fractures et de placages. Ce linéament pourrait représenter une zone favorable; toutefois, dans une étude détaillée du secteur, Desbiens (1998) conclut qu’il serait peu probable d’y trouver un gîte d’importance.

Dans la partie nord du domaine, à ~50 km à l’est de Kuujjuaq, la zone minéralisée de Céline est associée à un lambeau isolé de métavolcanites de la Suite de Curot. Ce lambeau correspond à un linéament magnétique NW-SE de ~7 km de longueur sur 500 m de largeur. La minéralisation disséminée est observée dans un niveau rouillé de 1 m à 10 m de largeur tracé de manière continue sur une distance de 50 m, puis de façon discontinue sur 150 m. Ce niveau est complètement altéré en un mélange de zoïsite, de pistachite et de micas blancs. Il se trouve au contact entre un paragneiss à grenat et une amphibolite séricitisée et chloritisée. Ces lithologies sont injectées par des dykes de pegmatite et des veines de quartz. Le niveau minéralisé renferme 5 à 25 % de pyrite et 1 à 2 % de chalcopyrite finement disséminées. Les meilleures analyses proviennent d’un échantillon récolté durant la cartographie régionale et ont donné 1,2 % Cu et 7,9 g/t Ag (Simard et al., 2013).

Minéralisations de métaux rares associées aux roches hyperalcalines et aux granites pegmatitiques

Dans le NE du Domaine de Baleine, la zone favorable du Lac Siurivvik comprend trois intrusions de syénite et de monzonite de la Suite granitique de De Pas et une clinopyroxénite assignée à la Suite de Ralleau. Ces unités sont associées à de très fortes anomalies magnétiques NNW-SSE de 1 km à 2 km sur 6 km à 8 km. La syénite observée aux affleurements 11-MS-037 et 11-HH-4016 contient des teneurs anomales ou significatives en ETR-Th ± Nb. Elle renferme 10 à 20 % d’ægyrine associée à un cortège de minéraux accessoires, principalement du sphène, de l’apatite, de l’allanite et de la magnétite, formant des amas avec le clinopyroxène. La clinopyroxénite renferme de la magnétite (10 à 20 %) et de l’apatite (5 %) et est injectée de matériel granitique sous forme de dykes ou de stockwerk, ce qui donne un aspect bréchique à la roche. La zone minéralisée de Siurrivvik (2350 ppm ETR) est contenue dans la roche ultramafique (affleurement 11-MP-1046). Les injections granitiques dans la clinopyroxénite sont peut-être contemporaines et reliées à la mise en place des syénites ou sont plus jeunes et auraient remobilisé les terres rares des syénites dans la roche ultramafique. Des zones rouillées centimétriques à métriques renfermant jusqu’à 15 % de sulfures disséminés (pyrite et pyrrhotite) sont aussi présentes sur cet affleurement.

À ~80 km à l’WSW, la zone favorable de Koksoak-Sud comprend sept autres zones minéralisées en métaux rares répertoriées dans un corridor E-W de ~5 km sur 20 km. Ces métaux sont associés à un leucogranite rose à tendance pegmatitique de la Suite de Dancelou qui représente ~20 % de la superficie des affleurements dans ce secteur (Ivanov, 2012). La minéralisation peut aussi être associée à un granite blanchâtre renfermant de nombreux schlierens de biotite ainsi qu’une bonne proportion de phases pegmatitiques et des niveaux et enclaves décimétriques à métriques de paragneiss migmatitisés. En plus de teneurs indicielles en U-Th (uranothorite et autunite), des teneurs indicielles en éléments des terres rares (<3245 ppm; Ivanov, 2013) ont été obtenus dans les zones minéralisées de Urani-22, de Urani-NE et de Coude Sangumanialuk-Ouest. Selon Ivanov (2012), l’enrichissement commun en terres rares et en U-Th est indicatif de la présence de minéraux exotiques (uranates, zirconosilicates, phosphates). Les analyses ont aussi révélé de nombreuses teneurs anomales et significatives en ETR-Y-Pb-Mo.

Minéralisations associées aux roches sédimentaires

La portion centrale du Domaine de Baleine est caractérisée par l’abondance de roches métasédimentaires migmatitisésées appartenant aux suites de False et de Winnie. Ces unités comprennent de nombreuses zones rouillées qui, dans certains cas, peuvent être suivies latéralement sur plusieurs kilomètres. La patine rouillée est localement associée à la présence de sulfures, mais elle est le plus souvent causée par l’altération de la biotite en surface de l’affleurement. Certaines zones rouillées à sulfures se démarquent par des teneurs indicielles et anomales en Cu ± Ag ± Au. Les sulfures (5 à 30 %) se présentent sous une forme disséminée, en amas ou en veinules. Les meilleures teneurs sont couramment associées à la présence de fortes altérations (épidote, microcline, muscovite, silice, chlorite ou carbonate). 

Par exemple, quelques kilomètres à l’est de la Faille du Lac Turcotte, les zones minéralisées de Souel et Tibo, localisées à ~7 km l’une de l’autre, exposent des paragneiss rouillés renfermant 2 % à 6 % de sulfures disséminés (pyrrhotite, pyrite et chalcopyrite). Les zones rouillées sont de largeur décimétrique à décamétrique et le paragneiss est fortement chloritisé, silicifié ou carbonatisé. Des échantillons prélevés dans ces zones ont donné jusqu’à 10 g/t Ag et 460 ppm Cu (Lafrance et al., 2014). À la zone minéralisée de Tibo, le paragneiss est aussi fortement injecté par du granite pegmatitique.

Dans la portion sud du Domaine de Baleine, à quelques kilomètres à l’ouest de la Zone de cisaillement du Lac Tudor, trois zones minéralisées (Danis 3, Lac Recouet – 1 et Lac Recouet – 2) sont associées à la présence de roches calcosilicatées de la Suite de False. Au site Lac Recouet – 1 (0,7 % Cu; Desbiens, 1998), des veines de quartz-feldspath minéralisées de moins d’un mètre de largeur sont associées à une zone de faille orientée ENE. La minéralisation consiste principalement en pyrite, pyrrhotite et chalcopyrite accompagnées de traces de bornite, de covellite, de cuivre natif, de malachite et d’azurite (Desbiens, 1998). Les deux autres zones minéralisées sont espacées de ~200 m, dans le prolongement l’une de l’autre. La chalcopyrite et la malachite sont disséminées dans des niveaux de marbre calcosilicaté. Les meilleures teneurs sont de 2,5 g/t Au au site Danis 3 (Danis, 1988) et de 1,6 % Cu et 7,4 g/t Ag au site Recouet – 2 (Desbiens, 1998).

 

Collaborateurs
Collaborateurs
Auteurs

Isabelle Lafrance, géo., M. Sc. isabelle.lafrance@mern.gouv.qc.ca

Marc-Antoine Vanier, ing. jr marc-antoine.vanier@mern.gouv.qc.ca

Benoit Charette, géo., M. Sc. benoit.charette@mern.gouv.qc.ca 

Géomatique Julie Sauvageau
Lecture critique Claude Dion, ing., M. Sc.
Révision linguistique Simon Auclair, géo., M. Sc.
Organisme Direction générale de Géologie Québec, Ministère de l’Énergie et des Ressources naturelles, Gouvernement du Québec

Remerciements :

Ce Bulletin GéologiQUE est le fruit de la collaboration de nombreuses personnes qui ont activement pris part aux différentes étapes de la réalisation du projet. Nous tenons à remercier l’ensemble des géologues, des étudiants et du personnel de soutien qui ont participé aux travaux de cartographie du Ministère au cours des étés 2011 à 2016.

Références

Publications du gouvernement du Québec

AUGLAND, L E., DAVID, J., PILOTE, P., LECLERC, F., GOUTIER, J., HAMMOUCHE, H., LAFRANCE, I., TALLA TAKAM, F., DESCHÊNES, P.-L., GUEMACHE, M.A., 2016. Datations U-Pb dans les provinces de Churchill et du Supérieur effectuées au GEOTOP en 2012-2013. MERN, GEOTOP; RP 2015-01, 43 pages. 

BERGERON, R., 1957. Rapport préliminaire sur la région de Brochant – de Bonnard, Nouveau-Québec. MRN; RP 348, 9 pages, 1 plan. 

BOURQUE, Y. 1991. Géologie de la région du lac Mina (Territoire-du-Nouveau-Québec). MRN; ET 88-08, 49 pages, 4 plans. 

BRIND’AMOUR-CÔTÉ, C., BÉDARD, F., TRÉPANIER, S., 2017. Fieldwork report 2016, technical report, propriété Baleine. Fonds d’exploration minière du Nunavik, Redevances aurifères Osisko, rapport statutaire soumis au gouvernement du Québec; GM 70154, 129 pages, 2 plans. 

CHARETTE, B., LAFRANCE, I., VANIER, M.-A., 2016. Géologie de la région du lac Jeannin. MERN; BG 2015-01, 1 plan. 

CLARK, T., WARES, R., 2004. Synthèse lithotectonique et métallogénique de l’Orogène du Nouveau-Québec (Fosse du Labrador). MRNFP; MM 2004-01, 182 pages, 1 plan

D’AMOURS, I., INTISSAR, R., 2012a. Levé magnétique et spectrométrique aéroporté dans le secteur du lac Le Moyne, Province de Churchill. MRNF; DP 2011-06, 8 pages, 200 plans.

D’AMOURS, I., INTISSAR, R., 2012b. Levé magnétique et spectrométrique aéroporté de la rivière Koksoak, Province de Churchill. MRNF; DP 2011-07, 8 pages, 180 plans.

D’AMOURS, I., INTISSAR, R., 2013a. Levé magnétique et spectrométrique aéroporté dans le secteur de la rivière à la Baleine, Province de Churchill. MRN; DP 2013-03, 10 pages, 170 plans.

D’AMOURS, I., INTISSAR, R., 2013b. Levé magnétique et spectrométrique aéroporté dans le secteur du lac Romanet, Province de Churchill. MRN; DP 2013-02, 10 pages, 280 plans.

DANIS, D., 1988. Géologie de la région du lac Recouet (Territoire-du-Nouveau-Québec). MRN; ET 86-11, 62 pages, 4 plans.

DAVID, J., McNICOLL, V., SIMARD, M., BANDYAYERA, D., HAMMOUCHE, H., GOUTIER, J., PILOTE, P., RHEAUME, P., LECLERC, F., DION, C., 2011. Datations U-Pb effectuées dans les provinces du Supérieur et de Churchill en 2009-2010. MRNF; RP 2011-02, 37 pages.

DAVID, J. 2020. Datations U-Pb dans les provinces du Supérieur et de Churchill effectuées au GEOTOP en 2017-2018. MERN; MB 2020-05.

DAVIS, D.W., SIMARD, M., HAMMOUCHE, H., BANDYAYERA, D., GOUTIER, J., PILOTE, P., LECLERC, F., DION, C., 2014. Datations U-Pb effectuées dans les provinces du Supérieur et de Churchill en 2011-2012. University of Toronto, MERN; RP 2014-05, 62 pages.

DAVIS, D.W., MOUKHSIL, A., LAFRANCE, I., HAMMOUCHE, H., GOUTIER, J., PILOTE, P., TALLA TAKAM, F., 2015. Datations U-Pb dans les provinces du Supérieur, de Churchill et de Grenville effectuées au JSGL en 2012-2013. MERN; RP 2014-07, 56 pages.

DAVIS, D.W., SUTCLIFFE, C.N., 2018a. U-Pb Geochronology of Zircon and Monazite by LA-ICPMS in samples from northern Quebec. University of Toronto, MERN;; MB 2018-18, 54 pages.

DAVIS, D.W., SUTCLIFFE, C.N., 2018b. U-Pb Geochronology of Zircon and Monazite by LA-ICPMS in Samples from Northern Quebec. University of Toronto, MERN; MB 2019-01, 113 pages.

DESBIENS, S., 1998. Projet Rivière De Pas. Ressources Unigold, rapport statutaire soumis au gouvernement du Québec; GM 55880, 255 pages, 10 plans.

DEVEAU, S W., MCKINNON-MATTHEWS, J., HARRIS, B., STOLLENWERK, M., DOHERTY, M., MCCALL, L., 2001. THE 2000-2001 EXPLORATION PROGRAM ON THE QUEBEC 7 PROPERTY. WMC INTERNATIONAL LIMITED. Rapport statutaire soumis au gouvernement du Québec. GM 59375, 1326 pages, 11 plans.

DUMONT, T., DOSTALER, F., 2010. Série des cartes géophysiques, parties des SNRC 24K et 24L, levé magnétique aéroporté de la région de la baie d’Ungava, Québec. Commission géologique du Canada, MRNF; DP 2010-08, 4 pages, 34 plans. 

GÉLINAS, L., 1959. Région du lac Gabriel (partie est) et la région de Fort Chimo (partie ouest), Nouveau-Québec. MRN; RP 407, 13 pages, 1 plan.

GEO DATA SOLUTIONS GDS, 2009. Levé aéromagnétique haute résolution à l’est de Schefferville. MRNF; DP 2009-04, 96 pages, 16 plans.

GIRARD, R., 1995. Géologie de la région du lac Deborah, Territoire-du-Nouveau-Québec. MRN; MB 95-20, 186 pages, 3 plans.

GODET, A., GUILMETTE, C., LABROUSSE, L., VANIER, M.-A., CHARETTE, B., 2017. Caractérisation du gradient métamorphique dans la croûte moyenne de l’Orogène du Nouveau-Québec et relations à la tectonique. Université Laval, Sorbonne Université, MERN; MB 2017-16, 175 pages.

GOLD, D.P., 1962. Rapport préliminaire sur la région de la baie opes Advance, Nouveau-Québec. MRN; RP 442, 13 pages, 1 plan.

GOULET, N., 1995. Études structurales, stratigraphiques et géochronologiques de la partie nord de la Fosse du Labrador. MRN; MB 95-36, 41 pages, 1 plan.

HAMMOUCHE, H., LEGOUIX, C., GOUTIER, J., DION, C., PETRELLA, L., 2011. Géologie de la région du lac Bonaventure. MRNF; RG 2011-03, 37 pages, 1 plan.

INTISSAR, R., BENAHMED, S., D’AMOURS, I., 2014. Levé magnétique et spectrométrique aéroporté dans le secteur sud de la rivière George, partie sud-est de la Province de Churchill. MRN; DP 2014-01, 9 pages, 250 plans.

IVANOV, G., 2012. Reconnaissance géologique sur le terrain des anomalies spectrométriques aéroportées, projet Kuujjuaq. Mines Virginia, rapport statutaire soumis au gouvernement du Québec; GM 67162, 66 pages, 1 plan.

IVANOV, G., 2013. Reconnaissance géologique sur le terrain des anomalies spectrométriques aéroportées, projet Kuujjuaq. Mines Virginia, rapport statutaire soumis au gouvernement du Québec; GM 68009, 104 pages, 8 plans.

LAFRANCE, I., SIMARD, M., BANDYAYERA, D., 2014. Géologie de la région du lac Saffray (SNRC 24F, 24G). MRN; RG 2014-02, 51 pages, 1 plan.

LAFRANCE, I., BANDYAYERA, D., BILODEAU, C., 2015. Géologie de la région du lac Henrietta (SNRC 24H). MERN; RG 2015-01, 62 pages, 1 plan.

LAFRANCE, I., BANDYAYERA, D., CHARETTE, B., BILODEAU, C., DAVID, J., 2016. Géologie de la région du lac Brisson (SNRC 24A). MERN; RG 2015-05, 64 pages, 1 plan.

LAFRANCE, I., CHARETTE, B., VANIER, M.-A., 2018. Sud-est de la Province de Churchill, Nunavik, Québec, Canada : synthèse de la géologie. MERN; BG 2018-12.

LAMIRANDE, P.H., HUOT, F., BILODEAU, C., 2016. Caractérisation d’une intrusion mafique-ultramafique litée et métamorphisée, Zone noyau, Province de Churchill sud-est, Nunavik. Université Laval, MERN; MB 2016-11, 30 pages.

LAMIRANDE, P.H., BILODEAU, C., 2018. Géochimie et pétrogenèse des métabasites du Complexe de Kaslac, Nunavik, Québec. Université Laval, MERN; MB 2018-15, 43 pages.

LAMOTHE, D., 2009. Cartes géochimiques modelbuilder et cibles anomales de l’environnement secondaire pour le Québec. MRNF; MB 2009-11, 33 plans.

MADORE, L., LARBI, Y., 2000. Géologie de la région de la rivière Arnaud (SNRC 25D) et des régions littorales adjacentes (SNRC 25C, 25E, 25F). MRN; RG 2000-05, 39 pages, 4 plans.

SAUVÉ, P., 1957. Rapport préliminaire sur la région du lac Freneuse (moitié est), Nouveau-Québec. MRN; RP 358, 10 pages, 1 plan.

SAUVÉ, P., 1959. Rapport préliminaire sur la région de la baie aux Feuilles, Nouveau-Québec. MRN; RP 399, 15 pages, 1 plan.

SÉGUIN, J M., 2008. Rapport de travaux d’exploration simplifié, projet Champdoré. Mines d’or Virginia, rapport statutaire soumis au gouvernement du Québec; GM 63703, 45 pages, 3 plans.

SIMARD, M., LABBÉ, J.-Y., MAURICE, C., LACOSTE, P., LECLAIR, A., BOILY, M., 2008. Synthèse du nord-est de la Province du Supérieur. MRNF; MM 2008-02, 198 pages, 8 plans.

SIMARD, M., LAFRANCE, I., HAMMOUCHE, H., LEGOUIX, C., 2013. Géologie de la région de Kuujjuaq et de la baie d’Ungava (SNRC 24J, 24K). MRN; RG 2013-04, 62 pages, 1 plan.

VANIER, M.-A., GUILMETTE, C., HARRIS, L., GODET, A., CLEVEN, N., CHARETTE, B., LAFRANCE, I., 2017. Analyse structurale et microstructures des zones de cisaillement de la Rivière George et du Lac Tudor. Université Laval, INRS, MERN; MB 2017-12, 50 pages.

VANIER, M.-A., GODET, A., GUILMETTE, C., HARRIS, L.B., CLEVEN, N.R., CHARETTE, B., LAFRANCE, I., 2018. Extrusion latérale en croûte moyenne dans le sud-est de la Province de Churchill démontrée par les interprétations géophysiques, l’analyse structurale et les pétrofabriques du quartz. Université Laval, INRS, MERN;   MB 2018-12 

Autres publications

AMELIN, Y., LI, C., NALDRETT, A.J., 1999. Geochronology of the Voisey’s Bay intrusion, Labrador, Canada, by precise U–Pb dating of coexisting baddeleyite, zircon, and apatite. Lithos; volume 47, pages 33-51. doi.org/10.1016/S0024-4937(99)00006-7

BARDOUX, M., DIGONNET, S., DONOHUE, L., GIARD, B., ROBILLARD, M., DAVID, J., PARENT, M., GARIÉPY, C., 1998. Paleoproterozoic tectonics affecting Archean lower crust of southern Ungava Bay. In Eastern Canadian Shield Onshore–Offshore Transect (ECSOOT), Report of the 1998 Transect Meeting. Wardle, R.J. and Hall, J., editors). The University of British Columbia, Lithoprobe Secretariat; Report 68, pages 1-17.

BELL, R.,LOW, A., 1900. Map of the coast of Hudson Strait and Ungava Bay, district Franklin and Ungava. Geological Survey of Canada; Map 699. doi.org/10.4095/107521

CHARETTE, B., 2016. Long-lived Anatexis in the Exhumed Middle Crust from the Torngat Orogen and Eastern Core Zone: Constraints from Geochronology, Petrochronology, and Phase Equilibria Modeling. University of Waterloo; Master thesis, 427 pages. Source

CORRIGAN, D., WODICKA, N., LAFRANCE, I., BANDYAYERA, D., 2019. Lac Soisson intrusive suite: a potential extension of the Nain Plutonic complex in the western core zone. Geological Survey of Canada; Scientific Presentation 99, 1 poster. doi.org/10.4095/314596.

CORRIGAN, D., WODICKA, N., McFARLANE, C., LAFRANCE, I., VAN ROOYEN, D., BANDYAYERA, D., BILODEAU, C., 2018. Lithotectonic framework of the Core Zone, Southeastern Churchill Province. Geoscience Canada; volume 45, pages 1-24. doi.org/10.12789/geocanj.2018.45.128

FAHRIG, W.F., 1965. Geology, Lac Herodier, Québec. Geological Survey of Canada; « A » Series Map 1146A, 1 sheet. doi.org/10.4095/107520

GODET, A., 2020. Styles métamorphique et tectonique au Paléoprotérozoïque : exemple du sud-est de la province du Churchill, Québec, Canada. Université Laval; thèse de doctorat, 396 pages. Source

GODET, A., GUILMETTE, C., LABROUSSE, L., DAVIS, D.W., VANIER, M.-A., LAFRANCE, I.. CHARETTE, B., 2020a. Contrasting P-T-t paths reveal a metamorphic discontinuity in the New Quebec Orogen: insights into Paleoproterozoic orogenic processes. Precambrian Research; volume 342, article 105675. doi.org/10.1016/j.precamres.2020.105675

GODET, A., GUILMETTE, C., LABROUSSE, L., DAVIS, D.W., MATTHIJS, A.S., CUTTS, J.A., VANIER, M.-A., LAFRANCE, I., CHARETTE, B., 2020b. Complete metamorphic cycle and long lived anatexy in the ~2.1 Ga Mistinibi Complex, Canada. Journal of Metamorphic Geology; volume 38, pages 235-264.  doi.org/10.1111/jmg.12521

GROPPO, C., LOMBARDO, F.,  ROLFO, F., PERTUSATI, P., 2007. Clockwise exhumation path of granulitized eclogites from the Ama Drime range (Eastern Himalayas). Journal of Metamorphic Geology; volume 25, pages 51-75. doi.org/10.1111/j.1525-1314.2006.00678.x

HENRIQUE-PINTO, R., GUILMETTE, C.,BILODEAU, C.,McNICOLL, V., 2017. Evidence for transition from a continental forearc to a collisional pro-foreland basin in the eastern Trans-Hudson Orogen: Detrital zircon provenance analysis in the Labrador Trough, Canada. Precambrian Research; volume 296, pages 181-194. doi.org/10.1016/j.precamres.2017.04.035

ISNARD, H., PARENT, M., BARDOUX, M., DAVID, J., GARIÉPY, C., STEVENSON, R.K., 1998. U-Pb, Sm–Nd and Pb–Pb isotope geochemistry of the high-grade gneiss assemblages along the southern shore of Ungava Bay. In Eastern Canadian Shield Onshore–Offshore (ECSOOT), Transect Meeting, 1998 (Wardle R.J. and Hall, J., editors). The University of British Columbia, Lithoprobe Secretariat; Report 68, pages 67-77.

JAMES, D.T., DUNNING, G.R., 2000. U-Pb geochronological constraints for Paleoproterozoic evolution of the Core Zone, southeastern Churchill Province, northeastern Laurentia. Precambrian Research; volume 103, pages 31-54. doi.org/10.1016/S0301-9268(00)00074-7

JAMES, D.T., CONNELLY, J.N., WASTENEYS, H.A., KILFOIL, G.J., 1996. Paleoproterozoic lithotectonic divisions of the southeastern Churchill Province, western Labrador. Canadian Journal of Earth Sciences; volume 33, pages 216-230. doi.org/10.1139/e96-019

LOW, A.P., 1896. Report on exploration in the Labrador peninsula along the East Main, Koksoak, Hamilton, Manicouagan and portions of other rivers in 1892-93-94-95. Geological Survey of Canada; Annual Report 1895, volume VIII. doi.org/10.4095/293888

MACHADO, N., GOULET, N., GARIÉPY, C., 1989. U-Pb geochronology of reactivated Archean basement and of Hudsonian metamorphism in the northern Labrador Trough. Canadian Journal of Earth Sciences; volume 26, pages 1-15. doi.org/10.1139/e89-001

MOORHEAD, J., 1989. Stratigraphy, structure and metamorphism of the Renai basement gneiss body and the adjacent cover succession in the western hinterland zone of the northern Labrador Trough, west of Kuujjuaq, northern Quebec. McGill University; Master thesis, 284 pages.​

MOORHEAD, J., HYNES, A., 1990. Nappes in the internal zone of the northern Labrador Trough: Evidence for major early, NW-vergent basement transport. Geoscience Canada; volume 17, pages 241-244.

PERREAULT, S., HYNES, A., 1990. Tectonic evolution of the Kuujjuaq terrane, New Québec Orogen. Geosciences Canada; volume 17, pages 238-240. Source

POIRIER, G.G., 1989. Structure and metamorphism of the eastern boundary of the Labrador Trough near Kuujjuaq, Québec, and its tectonic implications. McGill University; Master thesis, 174 pages.

POIRIER, G., PERREAULT, S., HYNES, A., LEWRY, J.F., STAUFFER, M.R., 1990. Nature of the eastern boundary of the Labrador Trough near Kuujjuaq, Quebec. The Early Proterozoic Trans-Hudson Orogen of North America: Lithotectonic Correlations and Evolution (Lewry, J.F. and Stauffer, M.R., editors). Geological Association of Canada; Special Paper 37, pages 397-412.

RAMSAY, J.G., HUBER, M.I., 1987. The Technics of Modern Structural Geology Volume 2: Folds and fractures. Academic Press; 700 pages.

RAYNER, N.M., LAFRANCE, I., CORRIGAN, D., CHARETTE, B., 2017. New U-Pb zircon ages of plutonic rocks from the Jeannin Lake area, Quebec: an evaluation of the Kuujjuaq Domain and Rachel-Laporte Zone. Geological Survey of Canada; Current Research 2017-4; 14 pages. doi.org/10.4095/306180

RAYNER, N.M., LAFRANCE, I., CORRIGAN, D., CHARETTE, B., 2019. SHRIMP U-Pb zircon results from the Jeannin Lake area, Quebec. Geological Survey of Canada; Open File 8626, 6 pages. doi.org/10.4095/315450

REBER, J.E., GALLAND, O., COBBOLD, P.R., LE CARLIER DE VESLUD, C., 2012. Experimental study of sheath fold development around a weak inclusion in a mechanically layered matrix. Tectonophysics; volume 586, pages 130-144. doi.org/10.1016/j.tecto.2012.11.013

SAPPIN, A.-A., HOULÉ, M.G., CORRIGAN, D., BÉDARD, M.-P., WODICKA, N., BRIND’AMOUR-CÔTÉ, C., RAYNER, N., 2020. Pétrographie, chimie minérale et composition géochimique d’intrusions mafiques de la Suite de Soisson, sud-est de la Province de Churchill (Québec, Canada). Commission géologique du Canada; Présentation scientifique 115, 1 affiche. doi.org/10.4095/321792

TAYLOR, F.C., 1979. Reconnaissance geology of a part of the Precambrian Shield, northeastern Quebec, northern Labrador and northwest Territories. Geological Survey of Canada; Memoir 393, 99 pages, 19 maps. doi.org/10.4095/124930

TAYLOR, F.C., SKINNER, R., 1964. Fort Chimo, New Quebec. Geological Survey of Canada; Paper 63-47, 4 pages (1 sheet). doi.org/10.4095/101031

VAN DER LEEDEN, J., BÉLANGER, M., DANIS, D., GIRARD, R., MARTELAIN, J., 1990. Lithotectonic domains in the high-grade terrain east of the Labrador Trough (Quebec). In The Early Proterozoic Trans-Hudson Orogen of North America: Lithotectonic Correlations and Evolution (Lewry, J.F. and Stauffer, M.R., editors). Geological Association of Canada; Special Paper 37, pages 371-386.

VANIER, M.-A., 2019. Caractérisation des zones de cisaillement du sud-est de la Province de Churchill, Québec : un cas d’écoulement latéral en croûte-moyenne. Université Laval; mémoire de maîtrise, 92 pages. Source 

VOLMER, F.W., 2019. Orient: Spherical Projection and Orientation Data Analysis Software User Manual. Version 3.10.3. Source

WARDLE, R.J., JAMES, D.T., SCOTT, D.J., HALL, J., 2002. The southeastern Churchill Province: synthesis of a Paleoproterozoic transpressional orogen. Canadian Journal of Earth Science; volume 39, pages 639-663. doi.org/10.1139/e02-004 

WARDLE, R.J., RYAN, B., ERMANOVICS, I., 1990a. The eastern Churchill Province, Torngat and New Québec orogens: An overview. Geoscience Canada; volume 17, pages 217-222.

WARDLE, R.J., RYAN, B., NUNN, G.A.G., MENGEL, F.C., 1990b. Labrador segment of the Trans-Hudson Orogen: crustal development through oblique convergence and collision. In The Early Proterozoic Trans-Hudson Orogen of North America: Lithotectonic Correlations and Evolution (Lewry, J.F. and Stauffer, M.R., editors). Geological Association of Canada; Special Paper 37, pages 353-369.

 

 

 

23 octobre 2020