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

Benoit Charette, Isabelle Lafrance et Marc-Antoine Vanier
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L’essentiel

La synthèse du sud-est de la Province de Chuchill (SEPC) a permis de déterminer les limites du Domaine lithotectonique de George. Une carte géologique et un schéma stratigraphique de ce domaine sont présentés dans ce bulletin. Le Domaine de George est dominé par les intrusions de la Supersuite de De Pas, lesquelles possèdent une signature d’arc magmatique, mais comprend aussi un socle gneissique migmatitisé et une séquence volcano-sédimentaire de grande envergure. Il représente une région en transpression dextre où les lithologies sont affectées par des couloirs de déformation mylonitique formant un réseau anastomosé de zones de cisaillement développé dans des conditions métamorphiques de croûte moyenne. Ce contexte géologique représente un environnement particulièrement favorable à la mise en place de minéralisations de types or orogénique et IOCG (Iron Oxyde Copper Gold).

Méthode de travail

Le Domaine lithotectonique de George 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 l’ensemble du domaine ont été réalisés par des équipes de sept à huit géologues et de huit aides-géologues au cours des étés 2011 à 2014. 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 aides-géologues. Les travaux de cartographie antérieurs du Ministère réalisés dans le sud du domaine ont aussi été pris en compte dans le traitement des données, entre autres ceux des été 2009 et 2010.

Lithogéochimie

La lithogéochimie des unités du Domaine de George est présentée séparémment sous forme de tableaux. La cartographie et la synthèse du Domaine de George a permis de produire et de mettre à jour les éléments d’information présentés dans le tableau ci-contre.

 

Données et analyses
ÉlémentsNombre
Affleurements décrits (géofiches)2539
Analyses lithogéochimiques totales435
Analyses lithogéochimiques des métaux d’intérêt économique74
Analyses géochronologiques17
Lames minces standards457
Lames minces polies9
Colorations au cobaltinitrite de sodium296
Fiches stratigraphiques14
Fiches de substances minérales25

 

 

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 travauxContribution
Low, 1896Reconnaissance géologiquePremiers travaux d’inventaire géologique dans le sud-est de la Province de Churchill
Taylor, 1979Cartographie géologique régionale à grande échellePremiers travaux systématiques de cartographie géologique à l’échelle de la Province de Churchill

Danis, 1988; 1991;

Owen, 1989; Girard, 1990

Bourque, 1991

Van der Leeden, 1994; 1995

Hammouche et al., 2011

Cartographie géologique à l’échelle 1/50 000Géologie des feuillets 23I, 23P, 24A et 13M

Simard et al., 2013

Lafrance et al., 2014; 2015; 2016

Charette et al., 2016

Cartographie géologique à l’échelle 1/250 000Géologie des feuillets 23P, 24A, 24J, 24G et, 24H

Wardle et al., 1990a; b; Wardle et al., 2002;

James et Mahoney, 1994; Kerr et al., 1994

Bardoux et al., 1988

Compilation, synthèse géologique et implications géodynamiques

Contexte et évolution géotectonique du SEPC

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

Van der Leeden et al., 1990;

David et al., 2011

Davis et al., 2014; 2017

Davis et Sutcliffe, 2017 (MB 2018-08, en préparation)

Corrigan et al., 2018

Géochronologie, synthèse et divisions lithotectoniquesDatations U-Pb dans le Domaine de George au Québec: Supersuite de De Pas, complexes de Guesnier, de Saint-Sauveur et de Tunulic, Suite de Fayot

Krogh, 1986

James et al., 1996

Dunphy et Skulski, 1996

James et Dunning, 2000

Géochronologie, synthèse et divisions lithotectoniquesDatations U-Pb dans le prolongement du Domaine de George au Labrador : Supersuite de De Pas
Martelain et al., 1998Étude pétrologique et géochimiqueCaractérisation de la Supersuite de De Pas
CGC, 2009; D’amours et Intissar, 2013a, b; Intissar et al., 2014; Intissar, 2018Levés géophysiquesLevés aériens magnétiques et spectrométriques de la majorité du sud-est de la Province de Churchill

Lithostratigraphie

Le Domaine lithotectonique de George est situé dans la partie centrale du sud-est de la Province de Churchill (SEPC). Ce domaine est caractérisé par une évolution tectonique polyphasée et complexe qui se reflète par une déformation et un métamorphisme intenses des unités lithologiques. L’âge de cristallisation des unités les plus anciennes (gneiss et roches volcano-sédimentaires) est majoritairement néoarchéen. Ces unités sont coupées par des intrusions paléoprotérozoïques, incluant les unités de la Supersuite de De Pas, qui couvrent une superficie importante au sein du Domaine de George. L’événement tectonométamorphique majeur caractérisant la Province de Churchill est relié à l’Orogène trans-hudsonien, lequel est mis en évidence dans le SEPC par l’Orogène des Torngat (1,89 à 1,81 Ga), en bordure est, et par l’Orogène du Nouveau-Québec (1,82 à 1,77 Ga), à sa limite ouest. Les références par rapport à l’époque de mise en place des unités et des structures majeures indiquées dans ce Bulletin géologiQUE sont toujours faites en lien avec l’orogénèse des Torngat, soit la principale empreinte tectonométamorphique reconnue dans le Domaine lithotectonique de George.

Cette section propose une description sommaire des unités lithostratigraphiques du Domaine de George, incluant leurs caractéristiques géochimiques. Une description plus détaillée de ces unités, ainsi que les données géochronologiques associées, sont disponibles dans le lexique stratigraphique (hyperliens ci-dessous). Les unités sont présentées en fonction du type de lithologie et de leur chronologie relative par rapport à la déformation régionale.

Le schéma stratigraphique simplifié ci-contre présente les relations entre les différentes unités lithostratigraphiques du domaine afin de visualiser leur agencement spatial et chronologique. Il est accompagné d’une échelle de temps répertoriant les âges des unités, déterminés à partir de données géochronologiques U-Pb disponibles, et des relations de recoupement observées sur le terrain. La dimension des unités représentées sur le schéma respecte approximativement les superficies cartographiées en surface. Les références associées aux datations U-Pb des unités se trouvent dans la légende de la carte du Domaine de George et dans les fiches du lexique stratigraphique. Les âges ont été obtenus à partir d’analyses de zircon, à l’exception d’une analyse de monazite, indiquée dans l’échelle de temps.

 

Roches gneissiques

Le Complexe de Saint-Sauveur (ApPgss) représente le socle néoarchéen reconnu à l’échelle du Domaine lithotectonique de George. Il est composé majoritairement d’un ensemble de gneiss tonalitique (ApPgss1) et de gneiss granodioritique à granitique (ApPgss2), comprenant chacun des niveaux de composition intermédiaire (ApPgsss1a et ApPgss2a). Des zones de tonalite homogène (ApPgss1b) sont aussi incluses dans le gneiss tonalitique. Celles-ci auraient été mieux préservées de la déformation et de la fusion partielle que les gneiss (Simard et al., 2013). L’âge néoarchéen du Saint-Sauveur provient d’un échantillon de tonalite homogène et non d’un gneiss. Il est donc fort probable que la mise en place de cette unité s’échelonne sur une plus longue période de temps, comme c’est le cas pour les unités gneissiques de composition similaire observées dans le reste du SEPC (complexes d’Ungava et de Kangiqsualujjuaq). Pour cette raison, l’unité est indiquée comme étant d’âge archéen à paléoprotérozoïque, plutôt que néoarchéen à paléoprotérozoïque. Les échantillons du Complexe de Saint-Sauveur ont des patrons d’éléments traces typiques des roches évoluées de la croûte supérieure (voir Lithogéochimie George).

Le Complexe de Guesnier (nApPges) est une unité de migmatites interprétées comme étant dérivées de la fusion partielle des gneiss du Complexe de Saint-Sauveur. Le contact entre ces deux unités est graduel et mal défini. Les affleurements de gneiss du Saint-Sauveur contiennent des zones de migmatites et de granite d’anatexie en proportion variable, alors que les migmatites du Guesnier peuvent contenir de nombreuses enclaves et niveaux de gneiss. Malgré un âge néoarchéen obtenu dans une migmatite du Guesnier, les observations de terrain suggèrent que le phénomène de fusion à l’origine des migmatites est plutôt prétectonique à syntectonique et que la cristallisation des produits de fusion est tarditectonique. Les âges archéens pourraient donc être reliés à la présence de paléosome dans l’échantillon prélevé. Pour cette raison, l’intervalle d’âges de cristallisation du Guesnier a été représenté en pointillé rose de part et d’autres du Saint-Sauveur dans le schéma stratigraphique. La présence de zircons hérités d’âge mésoarchéen dans le Guesnier tend à confirmer l’hypothèse que les gneiss du Complexe de Saint-Sauveur sont en partie antérieurs à l’ère néoarchéenne. Les données actuelles ne sont pas suffisantes pour permettre de confirmer l’âge de la migmatitisation.

Roches supracrustales

Le Complexe de Tunulic (nAtun) regroupe l’ensemble des roches volcano-sédimentaires métamorphisées ainsi que les intrusions mafiques et ultramafiques du Domaine lithotectonique de George. Il est composé de métavolcanoclastite, de métavolcanite felsique et de métabasalte (nAtun1), de paragneiss rubané (nAtun2), de gabbro (nAtun3) et de roches ultramafiques (nAtun4). Les roches volcaniques sont d’âge néoarchéen et les roches intrusives sont interprétées comme des dykes et des filons-couches contemporains du volcanisme. Les âges obtenus dans les volcanites sont en majorité compris entre 2698 Ma et 2648 Ma (polygone plein sur le schéma stratigraphique). Toutefois, dans certains échantillons, les populations de zircons analysés montrent une grande distribution d’âges (polygone en tireté) qui pourrait être expliquée par un rajeunissement partiel lors du métamorphisme. Les profils d’éléments traces des unités mafiques du Complexe de Tunulic suggèrent un environnement de mise en place d’arc tholéiitique à calco-calcalin avec une contamination crustale variable (voir Lithogéochimie George).

Roches intrusives

La Supersuite de De Pas représente une intrusion syntectonique polyphasée qui s’étend sur l’ensemble du Domaine lithotectonique de George selon une direction NNW-SSE. Quelques intrusions du De Pas sont aussi présentes dans la partie orientale du Domaine lithotectonique de Baleine, directement à l’ouest. Le De Pas est interprété par plusieurs auteurs comme étant associé à un environnement d’arc magmatique protérozoïque relié à une zone de subduction développée lors de l’Orogenèse du Nouveau-Québec (Dunphy et Skulsky, 1996; Martelain et al., 1998; Simard et al., 2013). Wardle et al. (1990a, 2002) mentionnent qu’il pourrait aussi être associé à une composante syncollisionnelle dans l’arrière-pays de l’Orogène du Nouveau-Québec. Il est constitué de deux suites : la Suite granitique de De Pas (pPdep) et la Suite charnockitique de De Pas (pPcde). Dans les deux cas, l’unité principale est une granodiorite ou une monzodiorite quartzifère qui présente couramment une structure porphyroïde (pPdep2 et pPcde2). Des unités mineures de composition majoritairement intermédiaire (pPdep1, cPcde1, pPmer) sont présentes en contact net ou transitionnel dans les unités principales de ces suites. La marge de la Suite granitique de De Pas contient des secteurs très hétérogènes qui renferment jusqu’à 50 % d’enclaves (pPdep3). Plusieurs phases intrusives potassiques foliées à massives (pPdep4 et pPdep5) coupent la granodiorite de la Suite granitique de De Pas. Aussi, de petites masses majoritairement composées de gabbro et de gabbronorite massifs à foliés (pPcde3 et pPbon) sont interprétées comme tardives dans l’évolution de la cristallisation de la Supersuite de De Pas.

Le contact entre les suites granitique et charnockitique semble transitionnel. Plusieurs affleurements exposent des lithologies avec ou sans orthopyroxène qui ne montrent aucune relation de recoupement entre elles. Une dominance d’unités à orthopyroxène est observée dans le secteur sud de la supersuite, alors qu’elles sont absentes du secteur nord. Il est donc possible que la partie sud de la Supersuite de De Pas représente une portion plus profonde de l’intrusion ayant permis la cristallisation de l’orthopyroxène et la formation de charnockite, alors que la partie nord constituerait une partie plus superficielle. Cette transition entre une roche à orphopyroxène vers une roche qui en est dépourvue pourrait aussi refléter un changement des conditions de cristallisation, le magma enrichi en CO2 passant latéralement à un magma enrichi en H2O. L’orthopyroxène est bien préservé dans le secteur SW du Domaine lithotectonique de George. En allant vers le nord, cependant, son degré d’altération s’accroit jusqu’à être complètement remplacé par un mélange de serpentine et d’amphibole, suivi d’amphibole et de biotite. Ce remplacement pourrait être expliqué par des variations de conditions pression-température ou de la composition des fluides suite à la cristallisation de l’orthopyroxène magmatique.

Les éléments traces des échantillons de granitoïdes de la Supersuite de De Pas suggèrent un environnement de mise en place d’arc volcanique, tel que proposé par Martelain et al. (1998). L’ensemble des granitoïdes de la supersuite sont de type I et ont généralement des affinités qui varient de calco-alcaline à alcaline-calcique (voir Lithogéochimie George).

La Suite de Fayot (pPfay) est une unité d’envergure limitée qui regroupe cinq intrusions kilométriques de lamprophyres massifs d’âge paléoprotérozoïque. Les profils des échantillons de la Suite de Fayot se comparent à celui d’un lamprophyre alcalin moyen (Rock, 1991; voir Lithogéochimie George).

Dykes mésoprotérozoïques

L’ensemble du SEPC est traversé par différents essaims de dykes mafiques, à structure ophitique ou subophitique, regroupés selon leur orientation de mise en place. Étant donné leur âge mésoprotérozoïque, ces dykes coupent l’ensemble des autres unités du SEPC et dépassent les limites des domaines lithotectonique. Trois essaims de dykes ont été observés dans le Domaine lithotectonique de George.

Les Dykes de Harp (mPhar) comprennent les gabbros à olivine de direction NE-SW à ENE-WSW du SEPC. Six dykes de 3 à 12 km de longueur, et de largeur hectométrique, ont été reconnus dans la partie sud du Domaine de George.
Les Dykes de Slippery (mPsip) regroupent les gabbros à olivine et gabbronorites à olivine orientés E-W à ENE-WSW du SEPC. Deux dykes de quelques kilomètres de longueur, et de largeur hectométrique, ont été observés dans la partie nord du tiers sud du Domaine de George. Étant donné leurs orientations respectives, il est possible que le Harp et le Slippery appartiennent à un même essaim de dykes. Toutefois, le nombre limité d’échantillons récoltés et les données géochimiques ne permettent pas de distinguer les roches du Slippery comme l’ont été celles des Dykes de Harp (trois groupes selon certaines caractéristiques géochimiques). Par conséquent, ces deux unités demeurent distinctes pour l’instant.

L’Essaim de Falcoz (mPfal) regroupe les dykes de gabbro à olivine orientés NNW-SSE du SEPC. Un seul dyke d’environ 2 km de long sur 180 m de large a été assigné à cette unité dans la partie nord du Domaine de George.

 

Métamorphisme

Le métamorphisme affectant le Domaine lithotectonique de George est principalement d’âge paléoprotérozoïque. Celui-ci affecte l’ensemble des lithologies archéennes à paléoprotérozoïques de ce domaine, alors que les lithologies paléoprotérozoïques sont peu à non métamorphisées étant donné leur cristallisation synorogénique à postorogénique relativement à l’Orogenèse des Torngat. Pour leur part, les roches mésoprotérozoïques de l’Essaim de Falcoz et des dykes de Slippery et de Harp ne sont pas métamorphisées. Dans le Domaine de George, une majorité des âges métamorphiques U-Pb effectués sur des cristaux de zircon et de monazite se situe entre 1800 Ma et 1830 Ma. Un âge métamorphique de 1901 ±36 Ma a été obtenu dans un échantillon de migmatite du Complexe de Guesnier (pPges1) et concorde avec l’âge Lu-Hf préliminaire obtenu à partir de grenats d’un paragneiss de la Suite de False, dans le Domaine lithotectonique de Baleine (A. Godet, comm. pers.). Des surcroissances de zircon présentes dans un échantillon de métarhyolite du Complexe de Tunulic indiquent qu’un métamorphisme archéen, autour de 2565 Ma (Jean David, comm. pers.) et de 2543 Ma (Corrigan et al., 2018), aurait affecté les lithologies de cette ceinture volcano-sédimentaire.

Bien qu’aucune estimation quantitative des conditions métamorphiques n’ait été obtenue dans ce domaine, plusieurs observations de terrain nous permettent d’interpréter des conditions de pic métamorphique vraisemblablement au faciès supérieur des amphibolites. Au sein des gneiss du Complexe de Saint-Sauveur et des migmatites du Complexe de Guesnier, la présence de leucosome sous forme de rubans et d’amas quartzofeldspathiques indique que des conditions suprasolidus ont été atteintes. Les leucosomes sont couramment orientés dans la foliation principale et sont plissés avec celle-ci. Des rubans et des masses de leucosome plus grossier sont boudinés et massifs à faiblement foliés. Ces différentes morphologies des produits de fusion partielle indiquent que les conditions suprasolidus ont été préservées au cours d’une longue période et que leur cristallisation s’est produite au cours de différentes phases de la déformation. Ainsi, la cristallisation de certains néosomes est précinématique alors que, pour une majorité, elle est syncinématique à tardicinématique. Les études tectonométamorphiques et géochronologiques indiquent qu’un événement important de cristallisation des produits de fusion partielle a eu lieu de façon contemporaine dans les domaines lithotectoniques de George, de Baleine et de Falcoz vers 1820 Ma à 1800 Ma (Charette, 2016; Lafrance et al., 2018; Godet et al., en préparation).

Les microstructures et les minéraux métamorphiques des unités archéennes à paléoprotérozoïques sont fortement affectés par la déformation ductile, produisant la forte foliation, la réduction de grains et les microstructures de recristallisation dynamique couramment observés dans les échantillons étudiés. Très peu de microstructures liées à la fusion partielle ont donc été préservées. Par conséquent, nous interprétons les minéraux métamorphiques comme étant en majorité précinématiques à syncinématiques. Dans le cas des paragneiss du Complexe de Tunulic, qui sont d’excellents témoins de l’évolution métamorphique, la paragenèse métamorphique comprend BO-AP-OP ± MV ± GR ± SM. Dans ces échantillons, la présence de porphyroblastes de hornblende parfois allongés dans la foliation indique que la phase de déformation principale s’est produite au faciès des amphibolites. L’évolution rétrograde est marquée par la présence de fins cristaux d’épidote idiomorphes, de feutres de chlorite et de feuillets de muscovite.

Géologie structurale

Le Domaine de George est bordé à l’est sur toute sa longueur par la Zone de cisaillement de la Rivière George (ZCrge) et, à l’ouest, soit dans sa partie sud, par la Zone de déformation du lac Tudor (ZCtud). Il est aussi affecté par la Zone de cisaillement de Moonbase (ZCmob) qui rejoint la ZCrge à mi-longueur. L’ensemble de ces zones de cisaillement font l’objet de fiches structurales détaillées, de sorte que seuls les éléments clés sont mentionnés dans ce Bulletin géologiQUE. Tel que schématisé sur la coupe structurale E-W ci-contre, outre ces importantes zones de déformation, le Domaine de George comprend aussi une section centrale où les roches sont faiblement déformées et majoritairement représentées par les unités de la Suite granitique de De Pas. La mise en place de cet arc magmatique sur une période de plus de 50 Ma est concomitante à la déformation ductile associée aux zones de cisaillement  de la Rivière George, de Moonbase et de Tudor. Ces roches intrusives préservent à plusieurs endroits des structures primaires d’origine magmatique, alors que d’autres faciès sont foliés à fortement mylonitisés. La présence de roches peu déformées s’explique à la fois par la mise en place d’intrusions post-tectoniques et par le partitionnement de la déformation au sein de couloirs délimitant des blocs lenticulaires moins déformés.

Les analyses structurales réalisées suite aux travaux de cartographie (Simard et al., 2013; Lafrance et al., 2014; 2015; 2016; Vanier et al., 2018) montrent une famille dominante de structures planaires NNW-SSE, dont l’orientation bifurque progressivement vers le N-S dans la portion sud du Domaine de George.

Les roches présentes au sein de la ZCrge sont affectées par une fabrique planaire subverticale à laquelle est couramment associé un fort étirement subhorizontal du quartz et du feldspath. L’étirement est souvent plus prononcé que la fabrique planaire, suggérant une déformation en constriction. La déformation principale s’est produite sous des conditions au faciès supérieur des amphibolites (Vanier et al., en préparation). Les indicateurs cinématiques sont majoritairement dextres, localement senestres. Plusieurs affleurements montrent des fabriques symétriques indiquant un cisaillement pur. De plus, des structures complexes comportant différentes fabriques telles des mylonites reprises par des plis sont observées localement. Malgré que la ZCmob possède des attributs structuraux similaires à la ZCrge, elle montre plutôt une cinématique senestre. L’attitude des fabriques planaires de la ZCmob est globalement NW-SE, à angle aigu avec la ZCrge. Enfin, la ZCtud est caractérisée par des fabriques planaires subverticales contenant une linéation d’étirement minérale subhorizontale moins prononcée (dominance de la déformation plane). Les microstructures et la thermométrie des axes-c du quartz suggèrent une température de déformation supérieure à 600 °C. La cinématique de cette structure est dextre.

Les principales structures du Domaine de George sont des zones de cisaillement subverticales formées à haute température dont le déplacement est horizontal. L’angle aigu entre les zones de cisaillement de la Rivière George et de Moonbase et leur cinématique respectivement dextre et senestre sont compatibles avec un système de cisaillement ductile conjugué (Vanier et al., 2018). Un tel réseau a pu se former à la faveur d’un raccourcissement dans l’axe SW-NE. Certains dykes orientés dans le même axe pourraient avoir emprunté les fractures d’extension appartenant à ce champ de contrainte. Quant à la ZCtud, malgré qu’elle soit subparallèle à la ZCrge et que sa cinématique soit dextre, sa relation avec cette dernière demeure difficile à cerner. En effet, sur la figure ci-contre, certains linéaments géophysiques semblent se poursuivre vers le nord et rejoindre la ZCrge, alors que d’autres se poursuivent vers le NW. Ainsi, il a déjà été proposé que la ZCtud se termine en queue de cheval plus au NW, ou bien qu’elle rejoigne des failles en chevauchement oblique dextre, telle la Faille du Lac Turcotte (Wardle et al., 2002). Néanmoins, les données géochronologiques fournissent des informations sur la relation temporelle entre la ZCrge et la ZCTud. En effet, la population de zircons la plus jeune provenant d’un gneiss du Complexe de Knox (Domaine lithotectonique de Baleine) échantillonné dans la ZCtud indique un âge de cristallisation autour de 1828 Ma (Davis et Stucliffe, 2017), lequel est interprété comme l’âge de cristallisation des liquides anatectiques. La déformation subsolidus de la ZCtud est donc plus jeune que cet âge. Dans le cas de la ZCrge, la déformation était active, mais significativement moindre, autour de 1825 Ma (Dunphy et Skulski, 1996). Les données géochronologiques contraignant l’âge de la déformation révèlent donc que ces deux corridors ont été actifs approximativement à la même période.

Tectonique régionale

L’évolution tectonique du Domaine de George est étroitement liée aux zones de cisaillement, dont la principale et la mieux connue est celle de la Rivière George. En s’appuyant entre autres sur l’observation d’indicateurs cinématiques opposés, van der Leeden et al. (1990) proposent une première interprétation locale qui consiste en trois phases : 1) une phase de décrochement ductile dextre; 2) une phase d’extension oblique senestre; et 3) une phase de contraction tardive à la limite fragile-ductile. Subséquemment, la ZCrge a été interprétée à l’échelle du SEPC comme le résultat d’une phase de coulissage dextre tardive en relation à la phase compressive de l’Orogène du Nouveau-Québec (Clark et Wares, 2004; Lafrance et al., 2015). Les travaux récents mènent cependant à revoir ces interprétations en considérant un contexte de déformation progressive continue. Les repères géochronologiques sont les meilleurs outils pour distinguer une déformation progressive d’une déformation polyphasée. Puisque de telles données sont partielles dans le SEPC, notre approche consiste donc à vérifier si une phase de déformation peu expliquer les caractéristiques structurales.

D’abord, la géométrie d’ensemble du SEPC expose un réseau complexe de zones de cisaillements pénécontemporaines. Un tel réseau anastomosé et complexe, de dimension supérieure à 100 km, peut se former à la faveur d’une déformation progressive propice à l’accumulation hétérogène de la déformation formant un agencement de différents faciès structuraux (Fossen et Cavalcante, 2017; Fossen et al., 2018). Le développement des différents faciès est fonction du partitionnement de la déformation ayant concentré la déformation le long de cisaillements et, par le fait même, généré des variations d’intensité de la déformation caractéristique de ce domaine. Le même phénomène peut conduire à la formation de structures d’apparence polyphasée (Fossen et al., 2018).  De plus, la plupart des zones de cisaillement sont le produit d’une combinaison de cisaillements simple et pur (Fossen et Cavalcante, 2017). De telles conditions s’appliquent à la ZCrge, entrainant la formation d’indicateurs cinématiques antithétiques qui fournissent ainsi une explication alternative à une succession de mouvements de sens opposés. Étant donné la présence de tectonite en L>S, la déformation au sein de la ZCrge ne correspond pas à une déformation planaire pure, mais indique plutôt une déformation tridimensionnelle (Fossen et Cavalcante, 2017). Ainsi, le style structural de la ZCrge correspond à une structure tridimensionnelle en transpression dextre. Un raisonnement semblable peut s’appliquer à l’échelle du domaine lithotectonique dans son ensemble, puisqu’une seule phase de déformation ayant pour origine un raccourcissement SW-NE dominant a pu entrainer une déformation pénétrative sous des conditions métamorphiques de croûte moyenne. Ce style structural est attendu dans le cas d’une croûte orogénique moyenne désolidarisée du manteau lithosphérique et coincée entre deux corps plus compétents, représentés ici par les cratons du Supérieur et nord-atlantique (Cruden et al., 2006; Chardon et al., 2009; Riller et al., 2009). Le style structural du domaine de George est donc compatible avec le caractère métamorphique intermédiaire entre un LHO (« Large Hot Orogen ») et un HO (« Hot Orogen »), tel que proposé par Charette (2016). La présence de cisaillements subverticaux avec une forte composante en constriction subhorizontale (ZCrge et ZCmob) pourrait s’inscrire dans le cadre d’un flux parallèle à l’axe orogénique (Chardon et al., 2009). Dans le cas de la ZCtud, nos travaux ne permettent pas de préciser son implication tectonique; toutefois, aucune observation récente ne remet en cause l’interprétation originale d’une structure en transpression dextre telle que proposée par van der Leeden et al. (1990).

Le modèle proposé dans ce bulletin situe le Domaine de George en position centrale d’un orogène chaud. Les zones de cisaillement qui le dissèquent sont le symptôme d’une croûte orogénique de profondeur moyenne déformée de façon pénétrative par un raccourcissement SW-NE. Ces zones de cisaillement sont caractérisées par une nature transpressive et par une prépondérance de tectonites en L>S. Ces deux éléments indiquent un régime en constriction. Cela est le produit d’une déformation avec une première composante en cisaillement pur et une seconde en cisaillement simple se produisant dans un contexte d’écoulement parallèle à l’axe orogénique. Les caractéristiques générales de ces cisaillements indiquent qu’ils représentent potentiellement le mécanisme d’extrusion latérale durant l’Orogène trans-hudsonien et qu’ils ont un rôle soit marginal, soit nul, concernant l’exhumation des roches métamorphiques du Domaine de George.

Géologie économique

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

  • potentiel pour des minéralisations de type sulfures massifs volcanogènes (SMV);
  • potentiel pour des minéralisations de type or orogénique;
  • potentiel pour des minéralisations de types IOCG ou porphyre à Cu-Mo-W;
  • minéralisations en métaux rares associées aux pegmatites granitiques;
  • minéralisations en terres rares associées aux lamprophyres;
  • minéralisations en Ni-Cu associées aux intrusions mafiques et ultramafiques;
  • minéralisations en Fe-Ti-V et en apatite associées aux intrusions mafiques.

Le tableau des ci-dessous présente les résultats d’analyses pour les vingt-cinq (25) zones minéralisées connues dans le Domaine lithotectonique de George.

NomTeneurs
Minéralisations associées à des pegmatites granitiques
South Rae-1003748 ppm Th (G); 2480 ppm Zr (G)
South Rae-10221120 ppm Mo (G); 629 ppm Pb (G); 1 930 ppm Th (G); 1640 ppm U (G); 4510 ppm Zr (G)
South Rae-1022 : 20212040 ppm Mo (G); 728 ppm Th (G); 425 ppm U (G); 1 870 ppm Zr (G)
South Rae-20049022,3 ppm ETR (G); 931 ppm Th (G); 520 ppm U (G)
South Rae-20181580 ppm Mo (G); 1480 ppm Pb (G); 570 ppm Th (G); 5470 ppm U (G); 279 ppm Y (G)
Autres zones minéralisées similaires 
Minéralisations de type indéterminé
Lac Tudor-Est7038,4 ppm U (G)
MaryO13 ppm Ag (G); 5550 ppm Cu (G)
Qamanialuup7,8 ppm Ag (G)
Ralph5 ppm Ag (G); 390ppm Cu (G)

(G) : échantillon choisi

 

 

Le tableau des analyses lithogéochimiques des métaux d’intérêt économique donne la localisation, la description et les résultats d’analyse pour cinquante-six (56) échantillons choisis dans le but d’évaluer le potentiel économique de la région.

POTENTIEL POUR DES MINÉRALISATIONS DE TYPE SULFURES MASSIFS VOLCANOGÈNES (SMV)

Le Complexe de Tunulic est une ceinture de roches volcano-sédimentaires de 260 km de longueur sur 3 à 14 km de largeur. Plusieurs ceintures archéennes du même type sont reconnues dans le monde pour leur potentiel en minéralisations de type or orogénique ou de sulfures massifs volcanogènes (SMV). Malgré la présence de volcanites bimodales d’affinité tholéitique à calco-alcaline et le contexte de mise en place de cette ceinture, la géochimie des volcanites felsiques semble indiquer qu’il s’agit d’une environnement non favorable (figure ci-dessus), tant en utilisant des méthodes basées sur les éléments traces (Lesher et al., 1986) que sur les éléments majeurs (Pearson, 2007). Seuls quelques échantillons occupent le champ des rhyolites de type FIIIa, indiquant un potentiel pour les SMV (Lesher et al., 1986). Toutefois, il est bon de rappeler que certains gisements à priori considérés en environnement non favorable avec ce type de discriminant ont déjà été exploités (p. ex. la mine Selbaie). De plus, une grande proportion des échantillons felsiques analysés dans le Complexe de Tunulic sont des volcanoclastites et non des coulées de rhyolite, influençant de façon importante le processus de fractionnement des terres rares. Dans le diagramme de Pearson (2007), qui utilise les éléments majeurs (non influencé par le fractionnement des terres rares), on note que la majorité des échantillons se trouvent dans les champs non favorable ou indéterminé. Il est à noter que des teneurs anomales en cuivre (<2022 ppm), en argent (<7,8 g/t), en zinc (<790 ppm Zn), en molybdène (<530 ppm) et en or (<98 ppb) ont tout de même été obtenues dans quelques échantillons.

 

POTENTIEL POUR DES MINÉRALISATIONS DE TYPE OR OROGÉNIQUE

Si le potentiel pour la découverte de minéralisations de type SMV reste très incertain dans le Complexe de Tunulic, étant donné le taux de déformation des unités et le degré de métamorphisme (faciès des amphibolites supérieur), plusieurs indices suggèrent que ce complexe représente un environnement favorable pour la mise en place de minéralisations de type or orogénique. D’abord, la ceinture volcano-sédimentaire se trouve au sein de  la Zone de cisaillement de la Rivière George (ZCrge), une zone de déformation subverticale majeure. De plus, la présence de la Supersuite de De Pas injectée de manière synchrone dans la ZCrge, pourrait avoir servi d’immense corridor pour la circulation de fluides minéralisés. Également, la présence de veines de quartz et de zones rouillées à sulfures disséminés est typique des minéralisations d’or orogénique. Cette hypothèse devrait toutefois être vérifiée lors de travaux de cartographie ou d’exploration plus détaillés. Enfin, il existe un autre point à considérer : bien que la majorité des gisements d’or orogénique connus se trouvent dans des unités au faciès des schistes verts, ils sont présents dans tous les niveaux métamorphiques (Jébrak et Marcous, 2008).

Même si un nombre restreint de zones minéralisées ont été répertoriées jusqu’à présent au sein des unités volcano-sédimentaires du Complexe de Tunulic, celles-ci renferment de nombreux niveaux rouillés, décimétriques à métriques, dont l’extension latérale peut atteindre plusieurs mètres. Plusieurs de ces niveaux sont associés à des zones d’altération en silice accompagnées de veines de quartz. La minéralisation est disséminée ou en veinules et consiste majoritairement en pyrrhotite avec des traces de chalcopyrite.

 

 

POTENTIEL POUR DES MINÉRALISATIONS DE TYPE IOCG OU DE TYPE PORPHYRE  À CU-MO-W

Les gisements de type IOCG sont généralement associés à des structures majeures et à des événements magmatiques de grande dimension permettant la circulation de fluides sur une longue période (Corriveau, 2006). À l’instar du Complexe de Tunulic, la Supersuite de De Pas est découpée sur toute sa longueur par la ZCrge et par de nombreuses familles de fractures tardives. Elle représente aussi une intrusion syntectonique polyphasée qui s’étend sur plus de 440 km de longueur et 25 à 55 km de largeur. La mise en place des roches intrusives du De Pas s’est échelonnée sur environ 55 Ma. Des minéralisations de type IOCG sont connues dans différents environnements tels que les arcs magmatiques, les bassins d’arrière-arc et les rifts intracratoniques (Corriveau, 2006); les marges de cratons archéens, où des arcs se sont développés, représentent des contextes particulièrement fertiles. Gandhi (2003) définit six types d’IOCG, dont quatre sont génétiquement associés à un magmatisme calco-alcalin (comme la majorité des roches de la Supersuite de De Pas) et deux à un magmatisme alcalin relié à des carbonatites. La présence de granites évolués de type I ou A et de faciès intermédiaires à mafiques représentent aussi des critères distinctifs des IOCG (Corriveau, 2006). La Supersuite de De Pas comprend des unités de granite, de granodiorite et de syénite ainsi que de monzonite et de monzodiorite.

D’autres éléments indiquent que la Supersuite de De Pas représente un environnement favorable à la mise en place de minéralisations de type IOCG, notamment la présence d’altérations et de brèches  dans le secteur centre-ouest du Domaine de George. Les principales altérations observées impliquent un enrichissement en silice, en potassium, en calcium et en oxydes de fer. Des brèches d’origine incertaine (possiblement hydrothermale) à petits fragments anguleux, ainsi que des zones d’assimilation magmatique, ont été observées à quelques endroits. La principale zone d’assimilation magmatique est interprétée par Lamirande (2015) comme résultant de la digestion d’une pegmatite et d’une granodiorite porphyroïde par un magma mafique parent à la granodiorite, auquel serait associé un fluide tardimagmatique. L’affleurement se présente comme un gabbro amphibolitisé renfermant des zones métriques riches en xénolithes de quartz et de feldspath. L’assimilation a impliqué un processus d’altération potassique et l’hématitisation des roches ainsi que la cristallisation d’épidote, de chlorite, de quartz et de calcite autour des xénolithes.

Plus au nord, la zone favorable Sam, qui comprend plusieurs affleurements décrits comme des anorthosites bréchifiées, pourrait plutôt représenter une zone d’altération sodique proximale d’un système IOCG (Corriveau et al., 2010). Ces roches riches en albite sont injectées de veines de quartz formant couramment un stockwerk donnant à la roche une structure bréchique. Les roches encaissantes montrent aussi de fortes altérations pervasives avec le développement d’hématite, de chlorite et d’épidote. L’affleurement 2013-SS-7211 est particulièrement intéressant puisqu’il est constitué d’une brèche tectonique ou hydrothermale à fragments d’albite fortement altérée (séricite-hématite) dans une matrice d’épidote, de chlorite, d’actinote, de magnétite et de sphène. Environ 25 km au sud-ouest de cette zone favorable, une minéralisation en pyrite, chalcopyrite, azurite et pyrrhotite en remplissage de fractures dans une diorite quartzifère albitisée du De Pas (pPdep1a?) a donné une teneur anomale en cuivre (1042 ppm Cu).

En bordure est du Domaine de George, un remplissage de fractures à fluorine, épidote et calcite a aussi été observé dans un granite de la Supersuite de De Pas (pPdep5). Enfin, la majeure partie du Domaine lithotectonique de George est caractérisée par une forte signature radiométrique et la présence d’anomalies de fond de lac et de cibles de régression spatiale en uranium et en lanthane (Lamothe, 2009; D’amours et Intissar, 2013a, b; Intissar et al., 2014; Intissar, 2018). L’affinité calco-alcaline à alcaline-calcique du De Pas et l’abondance de granitoïdes à hornblende et à sphène de type I permet aussi d’entrevoir un potentiel pour des minéralisations de type porphyre à cuivre, molybdène et tungstène et pour les skarns cuprifères, zincifères, plus particulièrement ceux à tungstène associés aux auréoles métamorphiques des niveaux structuraux inférieurs (Jébrak et Marcoux, 2008). Localement, des teneurs anomales en cuivre associées à des sulfures disséminés et en filonnets ont été obtenues au sein des intrusions du De Pas.

MINÉRALISATIONS EN MÉTAUX RARES ASSOCIÉES AUX PEGMATITES GRANITIQUES

La bordure est du Domaine lithotectonique de George est caractérisée par son grand nombre de zones minéralisées de type Rössing, soit des minéralisations en uraninite disséminée dans des granites peralumineux et potassiques. Un total, vingt-deux (22) zones minéralisées ont été découvertes par Ressources Majescor à partir d’une prospection au sol autour d’anomalies uranifères de sédiments de fond de lac (Lalancette et Girard, 2008). Elles sont regroupées sous le nom de « South Rae » et réparties sur deux principaux linéaments minéralisés le long de la ZCrge. Des anomalies de sédiments de fond de lac similaires, pour l’instant sans zones minéralisées répertoriées, sont localisées dans le prolongement SE des mêmes linéaments. Ils correspondent à deux corridors de dykes de granite blanc en intrusions concordantes à la foliation dans une grande variété d’unités, tels les gneiss du Complexe de Saint-Sauveur, des granitoïdes de la Supersuite de De Pas et des paragneiss du Complexe de Tunulic. Les dykes minéralisés ont une composition variable avec des proportions de quartz allant de 10 à 70 % et un pourcentage de biotite pouvant atteindre 35 %. La minéralisation est associée essentiellement à des phases pegmatitiques et consiste majoritairement en uraninite et uranophane (traces à 5 %) fixées sur des amas riches en biotite. De telles concentrations en uranium seraient associées à des fronts de migmatitisation marqués par des pegmatites profondes (Jébrak et Marcoux, 2008). Plusieurs échantillons prélevés par Majescor contiennent aussi de la molybénite et de la pyrrhotite disséminées. D’ailleurs, de nombreuses teneurs anomales ou indicielles ont été obtenues en terres rares (<9022 ppm), en zirconium (1990 ppm), en molybdène (2040 ppm), en yttrium (<270 ppm) et en plomb (1560 ppm).

 

MINÉRALISATIONS EN MÉTAUX RARES ASSOCIÉES AUX LAMPROPHYRES

Les intrusions de lamprophyres de la Suite de Fayot montrent un enrichissement en terres rares. Ces intrusions forment des plutons massifs de faible dimension dans le Domaine lithotectonique de George. La meilleure valeur a été obtenue dans un lamprophyre mélanocrate magnétique contenant 35 % de minéraux ferromagnésiens (clinopyroxène, biotite et amphiboles). L’échantillon a retourné des teneurs de 1256 ppm ETR totales (principalement légères), 2209 ppm Sr, 1,3 % P2O5 et 668 ppm Zr (affleurement 14DB1146). La minéralisation en terres rares est associée aux minéraux accessoires, notamment l’apatite, le sphène, l’allanite, le zircon et la fluorine (Chartier, 2015).

Dans le même secteur, un dyke de pegmatite décimétrique qui coupe un lamprophyre mélanocrate de la Suite de Fayot renferme une lentille de sulfures massifs (pyrite, pyrrhotite et chalcopyrite) ayantretourné des teneurs indicielles en cuivre (5550 ppm) et en argent (13 g/t; zone minéralisée MaryO).

 

MINÉRALISATIONS EN NI-CU ASSOCIÉES AUX INTRUSIONS MAFIQUES ET ULTRAMAFIQUES

Le Domaine de George comprend des intrusions mafiques et ultramafiques susceptibles de renfermer des minéralisations magmatiques de Cu-Ni. Une des principales zones minéralisées de ce type se trouve dans un dyke de troctolite assigné à l’Essaim de Falcoz. Cette zone, nommée « Bone Une » par WMC International (Deveau et al., 2001), affleure de façon discontinue sur environ 300 m de largeur et a été visitée lors de nos travaux (affleurement 11IL3103). Les minéraux mafiques primaires sont remplacés par de la chlorite, de l’actinote fibreuse, de la serpentine, des carbonates et du talc. La minéralisation, constituée de pyrrhotite (5 à 10 %) et de chalcopyrite (<1 %) disséminées, est contenue dans des zones rouillées et des chapeaux de fer métriques à décamétriques fortement séricitisés. Un échantillon choisi par le Ministère a confirmé les teneurs anomales en cuivre (2022 ppm) et en nickel (1933 ppm). Des teneurs anomales en cuivre (<840 ppm) et en nickel (<1900 ppm) ont aussi été obtenues dans des zones rouillées similaires au sein de filon-couches de gabbro et de roches ultramafiques du Complexe de Tunulic.

MINÉRALISATIONS EN FE-TI-V ET EN APATITE ASSOCIÉES AUX INTRUSIONS MAFIQUES

Certains filon-couches de gabbro du Complexe de Tunulic ont donné des teneurs anomales en vanadium (<1399 ppm), en fer (<20 %) et en titane (1,4 %). La roche porteuse de la minéralisation se compose en majeure partie d’amphibole fibreuse, de lamines de magnétite vanadifère et d’ilménite avec un peu de chlorite et de sulfures.

Le Pluton de Bonaventure, localisé dans le sud du SEPC, montre généralement des teneurs anomales en niobium (<111 ppm), en fer (<18,4 % Fe2O3t) et en P2O5 (<2,99 %). Les échantillons anomaux proviennent de niveaux de gabbronorite et de webstérite fortement magnétiques enrichis en apatite (cristaux de 0,15 à 0,3 mm). Les microstructures magmatiques, notamment les structures de cumulat, y sont relativement bien préservées.

Collaborateurs
Collaborateurs
Auteurs

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

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

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

GéomatiqueJulie Sauvageau et Kathleen O’Brien
Lecture critiquePatrice Roy, géo., M.Sc.
Révision linguistiqueSimon Auclair, géo., M.Sc.
OrganismeDirection 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 aides-géologues et du personnel de soutien qui ont participé aux travaux de cartographie du Ministère au cours des étés 2011 à 2016. Les discussions avec les géologues Fabien Solgadi et Mona Baker ont été très profitables.

Références

Publications accessibles dans Sigéom Examine

BOURQUE, Y. 1991. GEOLOGIE DE LA REGION DU LAC MINA (TERRITOIRE-DU-NOUVEAU-QUEBEC). MRN. ET 88-08, 49 pages et 4 plans.

CHARETTE, B. – LAFRANCE, I. – MATHIEU, G., 2016 – Géologie de la région du lac Jeannin (SNRC 24B). Ministère de l’Énergie et des Ressources naturelles, Québec. Rapport géologique électronique.

D’AMOURS, I., INTISSAR, R. 2013. LEVE MAGNETIQUE ET SPECTROMETRIQUE AEROPORTE DANS LE SECTEUR DE LA RIVIERE A LA BALEINE, PROVINCE DE CHURCHILL. MRN. DP 2013-03, 10 pages et 170 plans.
 
D’AMOURS, I., INTISSAR, R. 2013. LEVE MAGNETIQUE ET SPECTROMETRIQUE AEROPORTE DANS LE SECTEUR DU LAC ROMANET, PROVINCE DE CHURCHILL. MRN. DP 2013-02, 10 pages et 280 plans.
 
DANIS, D. 1988. GEOLOGIE DE LA REGION DU LAC RECOUET (TERRITOIRE DU NOUVEAU-QUEBEC). MRN. 
ET 86-11, 62 pages et 4 plans.
 
DANIS, D. 1991. GEOLOGIE DE LA REGION DU LAC RAUDE (TERRITOIRE-DU-NOUVEAU-QUEBEC). MRN. 
ET 88-10, 73 pages et 5 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 EFFECTUEES DANS LES PROVINCES DU SUPERIEUR ET DE CHURCHILL EN 2009-2010. MRNF. RP 2011-02, 37 pages.
Davis, D W., Sutcliffe, C N. 2018. U-Pb Geochronology of Zircon and Monazite by LA-ICPMS in samples from northern Quebec. UNIVERSITY OF TORONTO. 
MB 2018-18, 54 pages.
 
DAVIS, D W., LAFRANCE, I., GOUTIER, J., BANDYAYERA, D., TALLA TAKAM, F., GIGON, J. 2018. DATATIONS U-PB DANS LES PROVINCES DE CHURCHILL ET DU SUPERIEUR EFFECTUEES AU JSGL EN 2013-2014. MERN. RP 2017-01, 63 pages.
 
DAVIS, D W., SIMARD, M., HAMMOUCHE, H., BANDYAYERA, D., GOUTIER, J., PILOTE, P., LECLERC, F., DION, C. 2014. DATATIONS U-PB EFFECTUEES DANS LES PROVINCES DU SUPERIEUR ET DE CHURCHILL EN 2011-2012. MERN, GEOCHRONOLOGICAL LABORATORY. RP 2014-05, 62 pages.
 
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 et 11 plans.

GEO DATA SOLUTIONS GDS INC, COMMISSION GEOLOGIQUE DU CAN. 2009. LEVE AEROMAGNETIQUE HAUTE RESOLUTION A L’EST DE SCHEFFERVILLE. DP 2009-04, 96 pages et 16 plans.

GIRARD, R. 1990. GEOLOGIE DE LA REGION DE LA RIVIERE DEAT (RAPPORT FINAL). MRN. MB 90-15, 154 pages et 2 plans.
 
HAMMOUCHE, H., LEGOUIX, C., GOUTIER, J., DION, C., PETRELLA, L. 2011. GEOLOGIE DE LA REGION DU LAC BONAVENTURE. MRNF. RG 2011-03, 37 pages et 1 plan.
 
INTISSAR, R. 2018. LEVE MAGNETIQUE ET SPECTROMETRIQUE HELIPORTE DANS LE SECTEUR DE LA RIVIERE GEORGE, EST DE LA BAIE D’UNGAVA. MERN, NOVATEM. DP 2018-01, 7 pages et 10 plans.
 
INTISSAR, R., BENAHMED, S., D’AMOURS, I. 2014. LEVE MAGNETIQUE ET SPECTROMETRIQUE AEROPORTE DANS LE SECTEUR SUD DE LA RIVIERE GEORGE, PARTIE SUD-EST DE LA PROVINCE DE CHURCHILL. MRN. DP 2014-01, 9 pages et 250 plans.

LAFRANCE, I., BANDYAYERA, D., BILODEAU, C. 2015. GEOLOGIE DE LA REGION DU LAC HENRIETTA (SNRC 24H). MERN. RG 2015-01, 62 pages et 1 plan.

LAFRANCE, I., BANDYAYERA, D., CHARETTE, B., BILODEAU, C., DAVID, J. 2016. GEOLOGIE DE LA REGION DU LAC BRISSON (SNRC 24A). MERN. RG 2015-05, 64 pages et 1 plan.
 
LAFRANCE, I., SIMARD, M., BANDYAYERA, D. 2014. GEOLOGIE DE LA REGION DU LAC SAFFRAY (SNRC 24F, 24G). MRN. RG 2014-02, 51 pages et 1 plan.
 
Lafrance, I.,  Charette, B., Vanier, M.-A., 2018. Sud-est de la Province de Churchill, Nunavik, Québec, Canada : synthèse de la géologie. Bulletin GéologiQUE, Ministère de l’Énergie et des Ressources naturelles.http://gq.mines.gouv.qc.ca/bulletins-geologiques/churchill/.
 
LALANCETTE, J., GIRARD, R. 2008. TRAVAUX GEOLOGIQUES DE RECONNAISSANCE POUR L’URANIUM, PROJET SOUTH RAE. EXPLORATION AZIMUT INC. Rapport statutaire soumis au gouvernement du Québec. GM 63947, 118 pages et 4 plans.
 
LAMOTHE, D. 2009. CARTES GEOCHIMIQUES MODELBUILDER ET CIBLES ANOMALES DE L’ENVIRONNEMENT SECONDAIRE POUR LE QUEBEC. MRNF. MB 2009-11, 33 plans.
 
MARTELAIN, J. 1986. RAPPORT D’ACTIVITE 1986 – DIRECTION DE LA RECHERCHE GEOLOGIQUE. M E R. DV 86-14, 93 pages.
 
OWEN, J V. 1989. GEOLOGIE DE LA REGION DU LAC LEIF (TERRITOIRE DU NOUVEAU-QUEBEC). MRN. ET 87-18, 56 pages et 3 plans.
 
SIMARD, M., LAFRANCE, I., HAMMOUCHE, H., LEGOUIX, C. 2013. GEOLOGIE DE LA REGION DE KUUJJUAQ ET DE LA BAIE D’UNGAVA (SNRC 24J, 24K). MRN. RG 2013-04, 62 pages et 1 plan.

VAN DER LEEDEN, J. 1994. GEOLOGIE DE LA REGION DU LAC DE LA HUTTE SAUVAGE (TERRITOIRE DU NOUVEAU-QUEBEC). MRN. MB 94-32, 109 pages et 2 plans.

VAN DER LEEDEN, J. 1995. GEOLOGIE DE LA REGION DU LAC MISTINIBI (TERRITOIRE DU NOUVEAU-QUEBEC). MRN. MB 95-45, 107 pages et 3 plans.

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. UNIVERSITE LAVAL, INRS, MERN. MB 2018-12, 58 pages.

Autres publications

BARDOUX, M. –  DIGONNET, S. – DONOHUE, L. – GIRAD, 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. Compiled by RJ Wardle and J. Hall. The University of British Columbia, Lithoprobe Secretariat, Report, voulum 68, pages 1-17.

CHARDON, D. – GAPAIS, D. – CAGNARD, F. 2009. Flow of ultra-hot orogens: A view from the Precambrian, clues for the Phanerozoic. Tectonophysics, 477: 105–118, dx.doi.org/10.1016/j.tecto.2009.03.008.

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. Unisersity of Waterloo, Waterloo; M.Sc. thesis, 427 pages, hdl.handle.net/10012/10453.

CHARTIER, M.O., 2015. Caractérisation pétrographique et géochimique des roches alcalines de la Suite de Fayot, Province de Churchill. Université du Québec à Chicoutimi; projet de fin d’études, 51 pages.

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; volume 45, pages 1-24, doi.org/10.12789/geocanj.2018.45.128.

CORRIVEAU, L., 2006. Iron oxyde copper-gold (±Ag±Nb±P±REE±U) deposits: a Canadian perspective. Natural Resources Canada, Geological Survey of Canada. 23 pages.

CORRIVEAU, L. – WILLIAMS, P.J. – MUMIN, A.H., 2010. Alteration vectors to IOCG mineralization – from uncharted terranes to deposits. In: Exploring for Iron Oxide Copper-Gold Deposits: Canada and Global Analogues (Corriveau, L. and Mumin, H., editors). Geological Association of Canada; Short Course Note 20, 185 pages.

DUNPHY, J.M. – SKULSKI, T., 1996 Petrological zonation across the De Pas Batholith: a tilted section through a continental arc? In : Eastern Canadian Shield Onshore–Offshore (ECSOOT) Transect Meeting 1996 (Wardle R.J. and Hall, J., editors). The University of British Columbia, Lithoprobe Secretariat; Report 57, pages 44-58.

FOSSEN, H. – CAVALCANTE, G.C.G. 2017. Shear zones – A review. Earth-Science Reviews, 171: 434–455. Elsevier, dx.doi.org/10.1016/J.EARSCIREV.2017.05.002.

FOSSEN, H. – CAVALCANTE, G.C.G. – PINHEIRO, R.V.L. – ARCHANJO, C.J. 2018. Deformation – Progressive or multiphase? Journal of Structural Geology,. Pergamon, dx.doi.org/10.1016/J.JSG.2018.05.006.

GANDHI, S., 2003. An overview of the Fe oxide-Cu-Au deposits and related deposit types : CIM Montreal 2003 Mining Industry Conference ans Exhibition, Canadian Institute of Mining, Technical Paper, CD-ROM.

GAPAIS, D. – CAGNARD, F. – GUEYDAN, F. – BARBEY, P. – BALLÈVRE, M., 2009. Mountain building and exhumation processes through time: inferences from nature and models. Terra Nova; volume 21, pages 188–194, doi.org/10.1111/j.1365-3121.2009.00873.x.

GODET, A. – GUILMETTE, C. – LABROUSSE, L. – DAVIS, D.W. – VANIER, M.A. – LAFRANCE, I. – CHARETTE, B., En préparation. P-T-t paths across the New Quebec Orogen and their relationships to tectonics.

JAMES, D.T. –  MAHONEY, K.L., 1994. Structural, Metamorphic and intrusive relations in the Hinterland of the Eastern Churchill Province, Western Labrador. Current Research, Newfoundland Department of Mines ans Energy. Geological Survey Branch, Report 94-1, pages 371-385.

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, dx.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, dx.doi.org/10.1139/e96-019.

JÉBRAK, M. – MARCOUX, E., 2008 – Géologie des ressources minérales. Ministère des Ressources naturelles, Québec; MM 2008-01, 667 pages.

KERR, A. – JAMES, D.T. –  FRYER, B.J., 1994. Nd isotopic geochemical studies in the Labrador shield: a progress report ans preliminary data from the Churchill (Rae) Province. Geological Survey of Newfoundland and Labrador, Department of Natural Resources, pages 51-61.

KROGH, T.E., 1986 Report to Newfoundland Department of Mines and Energy on isotopic dating results from the 1985-1986 geological research agreement. Newfoundland Department of Mines and Energy, Mineral Development Division; Open File Report LAB 707.

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.

LAMIRANDE, P.-H., 2015 – Caractérisation d’une zone d’assimilation magmatique dans le batholite de De Pas, Province de Churchill, Québec. Université Laval; projet de fin d’études, 66 pages.

LESHER, C. M. – GOODWIN, A.M., CAMPBELL, I.H. –  GORTON, M.P., 1986. Trace-element geochemistry of ore-associated and barren, felsic metavolcanic rocks in the Superior Province, Canada. Canadian Journal of Earth Science, volume 23, pages 222-237, doi.org/10.1139/e86-025.

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/10.5962/bhl.title.44451.

PEARSON, V., 2007. Le PER-GH: un nouvel indice de classification des volcanites felsiques pour la reconnaissance des environnements fertiles. CONSOREM, projet 2004-02, 27 pages.

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.

MARTELAIN, J. – CHENEVOY, M. – BÉLANGER, M., 1998. Le batholite de De Pas, Nouveau-Québec/ infrastructure composite d’arc magmatique protérozoïque. Revue canadienne des Sciences de la Terre; volume 35, pages 1-15, dx.doi.org/10.1139/e97-084.

PETRELLA, L. (2012). The nature and origin of REE mineralization in the Misery syenitic intrusion, Northern Québec, Canada. MC Gill University, Earth and Planetary Sciences; M.Sc. thesis, 142 pages.

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 and 19 maps, doi.org/10.4095/124930.

VAN DER LEEDEN, J. – BELANGER, 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. Edited by J.F. Lewry and M.R. Stauffer. Geological Association of Canada; Special Paper, volume 37, pages 371-386.

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, numéro 4, 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 (J.F. Lewry and M.R. Stauffer, editors). Geological Association of Canada; Special Paper, volume 37, pages 353-369.

 

21 décembre 2018