Groupe de Chukotat
Étiquette stratigraphique : [ppro]ch
Symbole cartographique : pPch
 

Première publication : 14 juin 2019
Dernière modification : 23 octobre 2020
Subdivision(s) informelle(s)
La numérotation ne reflète pas nécessairement la position stratigraphique.
 
pPch6 Basalte altéré
pPch6b Basalte hématitisé, chloritisé et épidotisé
pPch6a Basalte dolomitisé
pPch5 Mudrock, volcanoclastite
pPch4 Basalte à plagioclase
pPch3 Basalte à pyroxène-plagioclase
pPch2 Basalte à pyroxène
pPch1 Basalte à olivine
 
Auteur : Bergeron, 1959
Âge : Paléoprotérozoïque
Coupe type : Aucune
Région type : Péninsule d’Ungava (feuillets SNRC 35C, 35D, 35F, 35G et 35H)
Province géologique : Province de Churchill
Subdivision géologique : Orogène de l’Ungava / Domaine Sud
Lithologie : Roches volcaniques basaltiques et komatiitiques
Type : Lithostratigraphique
Rang : Groupe
Statut : Formel
Usage : Actif

Historique

Selon Lamothe (2007), il s’agit d’une « […] unité mentionnée pour la première fois par Bergeron (1959). Sa succession litholo­gique et lithochimique est décrite par Francis et Hynes (1979), Hynes et Francis (1982) et Francis et al. (1983). Elle a été datée par Parrish (1989) et St-Onge et al. (1992). »
 
Récemment, les travaux de cartographie géologique réalisés dans cette région ont permis à Mathieu et Beaudette (2019) et Beaudette et al. (2020) d’individualiser les unités informelles 6a et 6b, respectivement.

Description

Selon Lamothe (2007), il s’agit d’une « unité volcanique allochtone située dans la partie sommitale du Domaine Sud. Le Groupe de Chukotat se compose de laves mafiques komatiitiques à tholéiitiques formant une séquence homoclinale à pendage nord dont l’épaisseur apparente varie de 7 km dans sa partie centrale la plus mince à 36 km dans sa portion occidentale. L’épaisseur réelle de l’unité varie, selon diverses estimations, entre 2 km et 5 km (Hynes et Francis, 1982; Picard, 1989a; Moorhead, 1996a). L’unité se compose de séquences volcaniques sous-marines imbriquées à signature MORB évoluant généralement de basaltes komatiitiques à olivine vers des basaltes tholéiitiques à pyroxène et enfin vers des basaltes tholéiitiques à plagioclase (Hynes et Francis, 1982; Picard, 1989a). Le contact inférieur de l’unité chevauche le Povungnituk et présente un cisaillement faible (Lamothe et al., 1984; Moorhead, 1986; Budkewitsch, 1986; St-Onge et al., 1987). »
 
L’importance de la zone de cisaillement entre les groupes de Chukotat et Povungnituk a été étudiée plus récemment par Bleeker et Kamo (2018) dans le secteur de la mine Raglan. Ils interprètent le contact entre les deux groupes comme étant stratigraphique. Un horizon bréchique à fragments du Groupe de Povungnituk, encaissé par des basaltes du Chukotat, près du contact inférieur avec le sommet du Groupe de Povungnituk, suggère également une relation stratigraphique entre les deux groupes (Moorhead, 1989).
 
Lamothe (2007) poursuit :
 
« Entre la terminaison est du groupe jusqu’à la hauteur de l’extrémité ouest du lac Chukotat, la bordure nord du groupe présente une déformation pénétrante intense le long de la Faille de Bergeron, qui marque le début de la zone d’accrétion du Domaine Nord et le chevauchement des groupes de Watts, de Parent et de Spartan sur le Chukotat (Moorhead, 1989, 1996a). L’interprétation proposée ici diffère de celle de St-Onge et al. (2002) qui poursuivent le tracé de la Faille de Bergeron jusqu’à la Baie d’Hudson, à ~20 km au SW du pluton de Pecten Harbour, assignant de ce fait au Groupe de Parent toutes les roches volcaniques au nord de la faille. D’un point de vue pétrographique et lithogéochimique, ces roches possèdent une signature identique à celle des basaltes à plagioclase du Chukotat, auxquels elles sont assignées dans la présente compilation. Pour ces raisons, Lamothe (présente publication) fait plutôt obliquer la Faille de Bergeron vers le NW sous les écailles mafiques et ultramafiques du Watts. Outre les zones de bordure de faille, les roches du Chukotat sont très peu déformées dans les parties centrale et occidentale de l’orogène et modérément à très déformées dans la portion nord du groupe entre le lac Carye et le lac Lanyan. La présence de rares lits sédimentaires et volcanoclastiques localement accompagnés d’une altération en hématite au sommet du Chukotat, est mentionnée par Roy (1989), Moorhead (1989) et Barrette (1990b). »
 
Suite aux travaux de terrain de l’été 2019, Beaudette et al. (2020) ont affecté les niveaux sédimentaires sommitaux à la Formation d’Hubert, car ceux-ci reposent en discordance angulaire sur les basaltes.

Groupe de Chukotat 1 (pPch1) : Basalte à olivine

Le basalte à olivine représente à la fois le membre le plus ancien dans l’évolution pétrochimique des basaltes du Groupe de Chukotat (Francis et Hynes, 1979; Moorhead, 1989; Picard, 1989a et 1989b) et le plus répandu. La séquence de basalte à olivine comprend essentiellement des coulées coussinées et de minces niveaux de coulées massives. Celles-ci sont vert pâle à chamois en surface d’altération et vert gris en cassure fraîche. Les coussins sont généralement jointifs avec de petits espaces interstitiels remplis de quartz et de carbonate secondaire (Togola, 1992), en plus de s’emboîter très bien les uns sur les autres (Moorhead, 1996). La bordure de trempe des coussins renferme 5 % à 25 % de phénocristaux noirs d’olivine à structure de microspinifex, tandis que le cœur des coussins est généralement dépourvu de phénocristaux. Les coulées massives ont une épaisseur variant entre 2 m et 15 m. La patine d’altération affiche une couleur beige rougeâtre. Des coulées massives litées et différenciées ont entre autres été observées dans le secteur ouest de la région de la baie de Korak (Togola, 1992). Au microscope, les échantillons offrent une matrice composée d’un treillis très fin et partiellement cristallisé de baguettes d’actinote aciculaire, de sphène, d’épidote, de chlorite et d’antigorite. Les phénocristaux représentent jusqu’à 30 % du mode et mesurent 0,2 mm de long. Ils ont majoritairement un habitus d’olivine, plus rarement de pyroxène, et sont totalement remplacés par un assemblage d’antigorite et de carbonates. Des traces de cristaux finement grenus et subautomorphes d’épidote se développent en surimpression, tant dans la matrice que dans les phénocristaux.

Groupe de Chukotat 2 (pPch2) : Basalte à pyroxène

Le basalte à pyroxène représente l’unité intermédiaire dans l’évolution pétrochimique des basaltes du Chukotat (Francis et Hynes, 1979; Moorhead, 1988; Picard, 1989a et 1989b). Les coulées de basalte à pyroxène ressemblent à celles de basalte à olivine; elles en diffèrent par une patine d’altération brun rougeâtre et un aspect microfracturé donnant une apparence de blocaille à plusieurs affleurements. La couleur d’altération résulte de leur teneur relativement plus élevée en fer et, surtout, de leur caractère moins magnésien (Picard, 1986a et 1989b). Les coulées coussinées sont peu jointives et les espaces interstitiels à quartz-carbonate sont de dimension supérieure à ceux du basalte à olivine. Les coussins sont ovoïdes, multilobés et interconnectés. La caractéristique la plus évidente du basalte à pyroxène est la présence de macrovarioles blanchâtres de 1 mm à 8 mm de diamètre en bordure des coussins (Togola, 1992). Ces basaltes sont aussi définis par la présence de <5 % de phénocristaux ferromagnésiens, majoritairement du pyroxène et de rares cristaux d’olivine, dans la bordure figée des coussins (Moorhead, 1996).

Groupe de Chukotat 3 (pPch3) : Basalte à pyroxène-plagioclase

Le basalte à pyroxène-plagioclase, reconnu pour la première fois dans la région de Vigneau (Moorhead, 1988), comprend des caractéristiques macroscopiques intermédiaires entre le basalte à pyroxène et le basalte à plagioclase. En fait, il présente des critères macroscopiques similaires au basalte à plagioclase (Picard, 1986a), mais possède la signature géochimique du basalte à pyroxène (Picard, 1989b; Moorhead, 1996). L’unité forme une grande lentille à la base de l’empilement volcanique du Groupe de Chukotat (Togola, 1992). Ce type de basalte se démarque, entre autres, par l’absence de macrovarioles et la présence de microvarioles de 1 mm de diamètre près de la bordure figée des coussins. De plus, des phénocristaux ferromagnésiens (0 à <2 %) sont contenus dans les bordures de trempe (Togola, 1992). Les coussins présentent une surface très lisse et sont moins microfracturés que ceux du basalte à pyroxène; ils sont de plus gris pâle à vert très pâle en surface fraîche.

Groupe de Chukotat 4 (pPch4) : Basalte à plagioclase

Le basalte à plagioclase, d’affinité tholéiitique, constitue le terme final de l’évolution pétrochimique des basaltes du Chukotat (Francis et Hynes, 1979; Francis et al., 1981, 1983; Hynes et Francis, 1982; Picard, 1989a, 1989b). Ce basalte occupe la partie supérieure du Chukotat, mais par endroits, il se trouve interlité avec les séquences de basaltes à olivine et à pyroxène. Les coulées massives sont généralement plus abondantes et relativement plus épaisses (50 à 200 m) que les deux autres types de basalte (Togola, 1992). De plus, les coussins atteignent des dimensions nettement plus petites que pour les basaltes à olivine et à pyroxène. Ils ont généralement une forme plus arrondie, laissant beaucoup d’espaces interstitiels remplis de quartz et de calcite secondaire (Moorhead, 1996). En général, la surface des coussins est très lisse et contraste avec l’aspect légèrement fracturé à très fracturé des basaltes à olivine ou à pyroxène. La bordure de trempe renferme <5 % (0 à 2 % en moyenne) de phénocristaux ferromagnésiens et de 3 à 20 % de plagioclase microlitique recristallisé en épidote. De plus, le basalte à plagioclase se caractérise par la présence de microvarioles (1 mm de diamètre), d’amygdales allongées (1 à 5 mm de diamètre) et d’une mésostase bicolore (mauve à vert) (Moorhead, 1996; Togola, 1992).

Les observations pétrographiques macroscopiques et microscopiques réalisées par Mathieu et Beaudette (2019) à proximité de la Faille de Bergeron, dans la région est, rapportent une patine brun orangé clair caractéristique et une cassure fraîche vert clair. Le basalte varie d’aphanitique à finement grenu. Il est non magnétique. Il présente communément une altération diffuse en carbonate interstitiel ainsi qu’en veinules reprises par la dernière phase de déformation. La matrice est composée d’un assemblage finement grenu de chlorite verte (2 à 40 %), d’actinote (0 à 60 %) d’épidote (zoïsite et pistachite; 2 à 40 %) en remplacement partiel ou total du plagioclase, de carbonate interstitiel (jusqu’à 10 %), de sphène (2 à 20 %) et de plagioclase (5 à 40 %), ce dernier donnant une structure granoblastique à la roche. Des reliques de phénocristaux de plagioclase (jusqu’à 5 %) complètement remplacés par de l’épidote sont observées dans certains échantillons. Les phases accessoires sont représentées par les minéraux opaques (trace à 5 %), la pyrite (0 à 3 %), la scapolite (trace), et l’hématite (trace). À proximité de la Faille de Bergeron, toutes les phases minérales définissent la déformation et des amas et veinules de carbonate, et en moindre mesure de quartz, sont couramment observées.

Groupe de Chukotat 5 (pPch5) : Mudrock, volcanoclastite

Les volcanoclastites du Groupe de Chukotat comprennent des tufs à lapillis, à cristaux et à blocs ainsi que des brèches volcaniques (Moorhead, 1989). Les brèches volcaniques sont en très faible proportion dans l’empilement volcanique du Chukotat (Togola, 1992). Elles se retrouvent principalement au sein des séquences de basalte à pyroxène et à pyroxène-plagioclase. Plusieurs de ces niveaux, généralement de ≥1 m d’épaisseur, correspondent à des sommets de coulées de basalte bréchifiées. Les fragments de ces coulées bréchiques sont très angulaires (1 cm à 1 m de diamètre) et proviennent tous de coulées massives et/ou coussinées de basalte à pyroxène et à pyroxène-plagioclase.

Groupe de Chukotat 6 (pPch6) : Basalte altéré

Groupe de Chukotat 6a (pPwa6a) : Basalte dolomitisé

Cette unité informelle a été introduite par Mathieu et Beaudette (2019) pour individualiser des niveaux de basalte fortement altérés, cartographiés à proximité de la Faille de Bergeron et reconnus initialement par Gélinas (1962). Les descriptions de terrain rapportent une unité dolomitique à patine brun clair et à cassure cassonade, non magnétique, en contact diffus avec le basalte coussiné à plagioclase (pPch4). La roche est foliée, localement rubanée, et l’altération oblitère totalement les structures primaires. Les observations pétrographiques montrent un assemblage très finement à finement grenu composé des phases suivantes : carbonate (20 à 80 %), épidote-plagioclase (5-20 %; donnant une structure granoblastique à la roche), chlorite-actinote (trace à 55 %), minéraux opaques (trace à 10 %). Les phases secondaires, non reprises par la foliation, sont localement représentées par des phénocristaux moyennement grenus de carbonate et de fines paillettes de talc (trace à 15 %).

Groupe de Chukotat 6b (pPwa6b) : Basalte hématitisé, chloritisé et épidotisé

Cette unité a été introduite par Beaudette et al. (2020) dans les feuillets 35G06 et 35G11 pour individualiser des niveaux de basalte coussiné altéré situés immédiatement au sud de la Faille de Bergeron, déjà reconnus par Giovenazzo (1989). Ces niveaux ont été soumis à une altération pervasive et en veinules en hématite, épidote et chlorite conférant aux roches une patine rouge et vert pâle veinée de vert sapin et de rouge. Les structures volcaniques primaires sont préservées. Les veinules montrent une zonation centripète en hématite, carbonate et chlorite. La matrice volcanique est composée de plages d’actinote aciculaire associée à des proportions variables d’épidote, de sphène et de chlorite, délimitées par des bordures de sphène, de minéraux opaques et d’épidote. L’altération pervasive entraine une variation au sein de la matrice de la proportion d’hématite, d’épidote et de chlorite.

Épaisseur et distribution

Le Groupe de Chukotat affleure sur la totalité de la longueur de la Ceinture de Cape Smith, soit sur >350 km. Elle est orientée SW-NE dans la section occidentale, WSW-ENE dans la section centrale et WNW-ESE dans le tronçon oriental.

L’unité de basalte à olivine pPch1 est la plus répandue du groupe dans le tronçon oriental du groupe au nord de la mine Raglan. Les coulées de basalte à olivine font de 5 à 25 m d’épaisseur. Le basalte est formé de coussins tridimensionnels de 1 à 2 m de diamètre et de coulées massives formant des joints prismatiques. Le contact avec les autres basaltes peut être observé par des changements dans les caractéristiques macroscopiques. Cependant, la position du contact n’est pas précise puisque la transition est graduelle. Les bordures de coussin de l’unité pPch2 sont variolitiques : les varioles font 5 mm à 15 mm de diamètre et deviennent coalescentes sur une distance de 2 cm à 10 cm à partir de la bordure (Moorhead, 1989). Le basalte à plagioclase (unité pPch4) est moins présent que les deux premières unités et de taille bien plus modeste dans la section est de la ceinture, en revanche elle constitue l’unité la plus importante du groupe dans le secteur occidental, au bord de la baie d’Hudson. Il forme plusieurs niveaux massifs ou en coussins qui se trouvent plus au nord de la séquence (Picard, 1989a). Pour ce qui est des roches volcaniques (pPch5), le niveau de brèche volcanique a une faible puissance (<1 m), alors que le tuf à lapillis montre une épaisseur de 5 m à 10 m (Moorhead, 1989). Les niveaux carbonatés (pPch6a) ne dépassent pas quelques dizaines de mètres d’épaisseur et sont interstratifiés avec le basalte à plagioclase (pPch4), dans le mur de la Faille de Bergeron (Mathieu et Beaudette, 2019). Les niveaux de basalte hématitisé, chloritisé et épidotisé (pPch6b) sont observés sur >6 km de long dans le secteur NW du feuillet 35G06, leur épaisseur apparente variant de 50 m à 300 m. L’unité pPch6 (basalte altéré) a été observée immédiatement au sud de la Faille de Bergeron, plus précisément dans les feuillets 35G06, 35G09, 35G11 et 35H12.

Datation

Les basaltes du Groupe de Chukotat n’ont pas été datés. Par contre, les sills de la Suite du Lac Esker sont interprétés comme des conduits nourriciers de ses derniers. Un sill de gabbro injecté dans les roches sédimentaires de la Formation de Nuvilic a été daté par Parrish (1989) à 1918 +9/-7 Ma. Cet échantillon a été réanalysé par Bleeker et Kamo (2018) qui ont obtenu un nouvel âge à 1881,5 ±0,9 Ma. Un autre sill, également dans la Formation de Nuvilik, a été daté à 1882,1 ±2,0 Ma (Bleeker et Kamo, 2018). Deux sills de gabbro s’injectant dans les basaltes du Chukotat ont respectivement été datés à 1870 ±4 Ma (St-Onge et al., 1992) et 1883,0 ±1,7 Ma (Bleeker et Kamo, 2018). Les basaltes du Groupe de Chukotat s’inscrivent donc dans la mise en place de la LIP circum-Supérieur, entre 1880 Ma et 1870 Ma, soit 150 Ma après l’ouverture du rift, au même titre que le deuxième cycle volcanique de la Fosse du Labrador (Ciborowski et al., 2017; Minifie et al., 2013; Mungall, 2007).

Relations stratigraphiques

Selon Lamothe (2007) : « Le Chukotat repose structuralement en chevauchement sur le Groupe de Povungnituk et est chevauché au nord par les groupes de Watts, de Parent et de Spartan dans sa portion est. »

Moorhead (1989) mentionne la présence d’un niveau de brèche à fragments volcaniques typique de la Formation de Cécilia entre deux coulées de basalte à olivine de la Formation de Chukotat, ce qui suggère une relation stratigraphique de proximité entre les deux unités, séparées possiblement par une faille normale. La nature du contact entre les groupes de Chukotat et de Povungnituk a été étudiée plus récemment par Bleeker et Kamo (2018) dans le secteur de la mine Raglan. Ils interprètent le contact entre les deux groupes comme étant stratigraphique.

Lamothe (2007) mentionne que « selon plusieurs chercheurs (Francis et Hynes, 1979; Francis et al., 1981, 1983; Hynes et Francis, 1982; Picard et al., 1990), le Chukotat représente la transition entre un volcanisme de type rift continental (Groupe de Povungnituk) et un volcanisme de type océanique. Selon St-Onge et al. (1992), le Groupe de Chukotat constitue un assemblage volcanique déposé ou préservé au sein d’une ceinture de chevauchement sur un socle continental, résultant de l’approfondissement du rift continental initié au Paléoprotérozoïque. »

Paléontologie

Ne s’applique pas.

Références

Publications accessibles dans Sigéom Examine

BEAUDETTE, M., BILODEAU, C., MATHIEU, G., 2020. Géologie de la région du lac Parent, Fosse de l’Ungava, Nunavik, Québec, Canada. MERN. BG 2020-04.

Bergeron, R. 1959. Rapport préliminaire sur la région des monts Povungnituk, Nouveau-Québec. MRN. RP 392, 11 pages et 1 plan.

GIOVENAZZO, D. 1989. Indices minéralisés du secteur central de la fosse de l’Ungava: régions du lac Bélanger, des lacs Nuvilic et du lac Cécilia. MRN. ET 87-09, 42 pages et 3 plans.

Lamothe, D. 2007. Lexique stratigraphique de l’Orogène de l’Ungava. MRNF. DV 2007-03, 66 pages et 1 plan.

MATHIEU, G., BEAUDETTE, M. 2019. Géologie de la région du lac Watts, Domaine Nord, Fosse de l’Ungava, Nunavik, Québec, Canada. MERN. BG 2019-04.

Moorhead, J. 1989. Géologie de la région du lac Chukotat (Fosse de l’Ungava). MRN. ET 87-10, 64 pages et 2 plans.

Moorhead, J. 1996. Géologie de la région du lac Hubert (Fosse de l’Ungava). MRN. ET 91-06, 121 pages et 4 plans.

Picard, C. 1989a. Lithochimie des roches volcaniques protérozoïques de la partie occidentale de la Fosse de l’Ungava (région au sud du lac Lanyan). MRN. ET 87-14, 81 pages et 1 plan.

Picard, C.1989b. Pétrologie et volcanologie des roches volcaniques protérozoïques de la partie centrale de la Fosse de l’Ungava. MRN. ET 87-07, 98 pages et 4 plans.

Togola, N. 1992. Géologie de la région de la baie Korak (Fosse de l’Ungava). MRN. ET 91-07, 47 pages et 3 plans.

Autres publications

Bleeker, W., Kamo, S.L., 2018. Extent, origin, and deposit-scale controls of the 1883 Ma Circum-Superior large igneous province, northern Manitoba, Ontario, Quebec, Nunavut and Labrador; In Targeted Geoscience Initiative: 2017 report of activities, volume 2, (ed.) N. Rogers; Geological Survey of Canada, Open File 8373, p. 5–14. doi.org/10.4095/306592.

Ciborowski, T.J.R., Minifie, M.J., Kerr, A.C., Ernst, R.E., Baragar, W.R.A., Millar, I.L., 2017. A mantle plume origin for the Palaeoproterozoic circum-superior large Igneous Province. Precambrian Research; volume294, pages 189-213. doi.org/10.1016/j.precamres.2017.03.001

Francis, D.M., Hynes, A.J., 1979. Komatiite-derived tholeiites in the Proterozoic of New Quebec. Earth and Planetary Science Letters; volume 44, pages 473-481. doi:10.1016/0012-821X(79)90085-2

Francis, D.M., Hynes, A.J., Ludden, J.N., Bédard, J., 1981. Crystal fractionation and partial melting in the petrogenesis of a Proterozoic high-MgO volcanic suite, Ungava, Québec. Contributions to Mineralogy and Petrology; volume 78, pages 27–36. Springer-Verlag. doi:10.1007/BF00371141

Hynes, A., Francis, D.M. 1982. A transect of the early Proterozoic Cape Smith foldbelt, New Quebec. Tectonophysics; volume 88, pages 23-59. doi:10.1016/0040-1951(82)90202-5

Minifie, M.J., Kerr, C.K., Ernst, R.E., Hastie, A.R., Ciborowski, T.J.R., Desharnais, G.,Millar, I.L., 2013. The northern and southern sections of the western ca. 1880 Ma Circum-Superior large Igneous Province, North America: the Pickle Crow dyke connection? Lithos; volume 174, pages 217-235.

Mungall, J.E., 2007. Crustal contamination of picritic magmas during transport through dikes: the expo intrusive suite, Cape Smith Fold Belt, New Quebec. Journal of Petrolgy; volume 48, pages 1021-1039.doi:10.1093/petrology/egm009

Parrish, R.R., 1989. U-Pb geochronology of the Cape Smith Belt and Sugluk block, northern Quebec. Geoscience Canada; volume 16, pages 126-130. journals.lib.unb.ca/index.php/GC/article/view/3609

Picard, C., Lamothe, D., Piboule, M., Oliver, R. 1990. Magmatic and geotectonic evolution of a Proterozoic oceanic basin system: the Cape Smith Thrust-Fold Belt (New-Quebec). Precambrian Research; volume 47, pages 223-249. doi:10.1016/0301-9268(90)90040-W

St-Onge, M.R., Lucas, S.B., Parrish, R.R., 1992. Terrane accretion in the internal zone of the Ungava orogen, northern Quebec. Part 1: Tectonostratigraphic assemblages and their tectonic implications. Canadian Journal of Earth Science; volume 29, pages 746-764. doi.org/10.1139/e92-064

St-Onge, M.R., Lucas, S.B., Scott, D.J., Begin, N.J., Helmstaedt, H., Carmichael, D.M., 1988. Thin-skinned imbrication and subsequent thick-skinned folding of rift-fill, transitional-crust, and ophiolite suites in the 1.9 Ga Cape Smith Belt, northern Quebec. Canada Department of Mines. doi.org/10.4095/122611

 

Citation suggérée

Ministère de l’Énergie et des Ressources naturelles (MERN). Groupe de Chukotat. Lexique stratigraphique du Québec. http://gq.mines.gouv.qc.ca/lexique-stratigraphique/province-de-churchill/groupe-de-chukotat [cité le jour mois année].

Collaborateurs

Première publication

Mélina Langevin, géo. stag., B. Sc.; Guillaume Mathieu, ing., M. Sc. guillaume.mathieu@mern.gouv.qc.ca (rédaction)

Mehdi A. Guemache, géo., Ph. D. (coordination); James Moorhead, géo., M. Sc. (lecture critique); Simon Auclair, géo., M. Sc. (révision linguistique); Céline Dupuis, géo., Ph. D. (version anglaise); André Tremblay et Nathalie Bouchard (montage HTML). 

Révision(s)

Guillaume Mathieu, ing., M. Sc. guillaume.mathieu@mern.gouv.qc.ca; Carl Bilodeau, géo., M. Sc. carl.bilodeau@mern.gouv.qc.ca (rédaction)

Mehdi A. Guemache, géo., Ph. D. (coordination); James Moorhead, géo., M. Sc. (lecture critique); Simon Auclair, géo., M. Sc. (révision linguistique); Céline Dupuis, géo., Ph. D. (version anglaise); André Tremblay (montage HTML). 

 
14 juin 2019