Les roches intrusives du Pluton de Houghton ont été initialement cartographiées par Remick (1956 et 1957) et Lyall (1959). Elles sont comprises dans la Suite intrusive de Lapparent définie par Racicot et al. (1984). Le Pluton d’Houghton est décrit dans les rapports de Midra et al. (1992) et la thèse de doctorat de Bédard (1992). Beaudette et Daoudene (2022) ont cartographié la partie du pluton localisée dans le coin SE du feuillet SNRC 32G13, du côté affleurant principalement au sud de la rivière Chibougamau.

Le nom de l’unité provient du lac Houghton situé dans le feuillet 32G11.

D’après Midra et al. (1992) et Bédard (1992), le Pluton de Houghton comprend les quatre unités suivantes : une monzodiorite (nAhou1); une tonalite bréchique contenant des enclaves de pyroxénite et de gabbro (nAhou2); une suite de leucodiorite et de leucotonalite (nAhou3); et une hornblendite (nAhou4). Sur la base d’observations pétrographiques et géochimiques, Beaudette et Daoudene (2022) ont redéfini l’unité nAhou1 comme un ensemble de roches intrusives intermédiaires pauvres en quartz. Ces auteurs l’ont alors subdivisée en deux sous-ensembles formés de diorite, diorite quartzifère et monzodiorite (nAhou1a) et de monzonite et monzonite quartzifère (nAhou1b).

Selon Bédard (1992), les roches du Pluton de Houghton sont calco-alcalines.

Pluton de Houghton 1 (nAhou1) : Roches intrusives intermédiaires pauvres en quartz

Selon Midra et al. (1992), le cœur du Pluton de Houghton est une monzodiorite blanchâtre et homogène. Elle constitue le faciès dominant de l’intrusion. Les observations suivantes proviennent de ces auteurs. La monzodiorite présente communément une texture grenue à porphyroïde. La roche est constituée principalement de : plagioclase, microcline, hornblende, quartz, biotite et épidote. Les minéraux accessoires sont l’apatite, le sphène, la chlorite, les carbonates, la séricite et les minéraux opaques. Le plagioclase (0,4 à 3 mm) hypidiomorphe se présente localement en phénocristaux. Il présente une légère séricitisation. Le microcline présente des cristaux hypidiomorphes (0,3 à 1 mm) montrant à l’occasion des textures perthitiques. La hornblende est millimétrique et se présente en cristaux hypidiomorphes ou en agrégats.

À la suite de leur levé géologique dans la région du ruisseau aux Alouettes (quart SE du feuillet 32G13), Beaudette et Daoudene (2022) ont remarqué que l’unité nAhou1 présentait plusieurs phases pouvant être subdivisées en deux sous-unités : la première, nAhou1a, est composée de diorite, de diorite quartzifère et de monzodiorite; la seconde, nAhou1b, est constituée de monzonite et de monzonite quartzifère.

Sur la carte du champ magnétique résiduel, l’unité nAhou1b semble caractérisée par une susceptibilité plus forte et une texture plus chagrinée que l’unité nAhou1a (Keating et D’Amours, 2010) qui la ceinture.

Pluton de Houghton 1a (nAhou1a) : Diorite, diorite quartzifère et monzodiorite

La distribution de cette unité suit approximativement le cours de la rivière Chibougamau (coin SE du feuillet 32G13).

En affleurement, la roche présente une patine d’altération blanc-beige avec des tâches noir verdâtre et une cassure fraîche gris-beige verdâtre, localement teintée de rose ou de rouge selon l’intensité de l’hématitisation. La roche est à grain moyen ou grossier, hétérogranulaire, homogène et localement magnétique. Sa composition minéralogique est celle d’une diorite, d’une diorite quartzifère ou d’une monzodiorite, ce que montre aussi la chimie des échantillons analysés (Beaudette et Daoudene, 2022). Le pourcentage en minéraux ferromagnésiens varie de 30 à 60 % et la taille des cristaux varie entre 0,5 et 5 mm. L’orientation préférentielle de ces minéraux souligne une foliation tectonique diffuse, faiblement à moyennement développée.

Au microscope, la roche contient généralement 55 à 70 % de plagioclase en grands cristaux xénomorphes, allongés, plus ou moins jointifs et variablement altérés en séricite. Les interstices entre les cristaux sont comblés principalement par des amas de minéraux ferromagnésiens constitués majoritairement d’amphibole et de biotite, mais aussi localement par des grains xénomorphes de quartz et de feldspath alcalin dont le total ne dépasse pas 15 % de la roche. L’amphibole est globalement constituée de hornblende et ne représente pas plus de 20 % des minéraux de la roche. Elle forme des cristaux xénomorphes, trapus, localement pœcilitiques et de taille variable. La biotite, qui compose 5 à 15 % de la roche, est brunâtre et apparaît variablement chloritisée. Elle se présente en feuillets xénomorphes à subautomorphes, dont l’orientation préférentielle plus ou moins régulière souligne la foliation et, par endroits, des bandes de cisaillement. Les minéraux accessoires les plus courants sont l’épidote, l’apatite, l’allanite et la titanite. La roche présente aussi jusqu’à 1 % de minéraux opaques, essentiellement de la magnétite. La chlorite et l’hématite sont des minéraux d’altération communs.

Localement, les roches de cette unité contiennent de nombreuses enclaves anguleuses, centimétriques à décimétriques, de roches mafiques mélanocrates. Elles sont aussi coupées par des injections de matériel monzonitique (voir l’affleurement 2022-YD-2054), possiblement rattachées à l’unité nAhou1b. Les analyses chimiques d’échantillons choisis montrent que les roches de cette unité possèdent une affinité calco-alcaline (Beaudette et Daoudene, 2022).

Pluton de Houghton 1b (nAhou1b) : Monzonite et monzonite quartzifère

Cette unité forme la masse principale du Pluton de Houghton (coin SE du feuillet 32G13), au sud de la rivière Chibougamau.

En affleurement, la roche montre une patine d’altération essentiellement rose-beige moyen avec des tâches millimétriques vert noirâtre. Sa cassure fraîche est plutôt beige rosé, localement lilas, avec des taches verdâtres. La roche possède la composition minéralogique d’une monzonite ou d’une monzonite quartzifère qui s’avère très homogène d’un affleurement à l’autre. Cette observation est également appuyée par la chimie d’échantillons choisis (Beaudette et Daoudene, 2022). Cette roche est à grain moyen ou grossier, homogène, massive ou légèrement foliée et magnétique. Elle contient de 15 à 40 % de minéraux ferromagnésiens, principalement de l’amphibole. La taille de ces minéraux est approximativement comprise entre 1 et 5 mm et leur orientation préférentielle souligne par endroits une foliation diffuse, faiblement développée.

En lame mince, la roche montre une structure hétérogranulaire, homogène, massive ou foliée. Elle contient généralement 25 à 70 % de plagioclase dont la composante en anorthite est globalement comprise entre 20 et 30 %. Ce minéral se présente en cristaux subautomorphes ou xénomorphes, trapus, prismatiques, de taille variable et plus ou moins jointifs. Ces cristaux contiennent communément de petites exsolutions de microcline. Le quartz (jusqu’à 10 %) et le microcline (~25 %) remplissent les espaces interstitiels ou constituent, avec le plagioclase, l’essentiel de la matrice. La hornblende est le minéral ferromagnésien dominant. Elle compose jusqu’à 30 % de la roche et forme généralement des amas de grains xénomorphes et trapus présentant localement des cœurs pœcilitiques. Ces cœurs pourraient être des reliques de clinopyroxène, totalement ouralitisé, puisque des grains relativement frais d’augite (2 à 20 %) à structure comparable sont ponctuellement présents (voir affleurements 2022-YD-2106, 2022-YD-2107, 2022-YD-2116 et 2022-YD-2118). Ces derniers peuvent être zonés et entourés d’une couronne de hornblende. Des feuillets subautomorphes ou xénomorphes de biotite brun verdâtre (jusqu’à 10 %) variablement chloritisée sont régulièrement agglomérés aux cristaux de hornblende et de clinopyroxène. Les minéraux accessoires les plus courants sont l’épidote jaune vif, l’apatite, la titanite et l’allanite. La roche contient aussi localement de rares petits grains de tourmaline brunâtre. Enfin, des minéraux opaques en proportion n’excédant pas 3 % et principalement constitués de magnétite sont disséminés de façon homogène dans la roche. Sur la base de critères géochimiques, les roches de cette unité ont une affinité calco-alcaline à alcaline (Beaudette et Daoudene, 2022).

Pluton de Houghton 2 (nAhou2) : Tonalite bréchique avec enclaves de pyroxénite et de gabbro

D’après Midra et al. (1992, p. 34), ces tonalites bréchiques doivent leur origine à des processus magmatiques. Elles sont principalement composées de fragments juvéniles. Elles contiennent également des enclaves de basalte ainsi que de rares fragments de gneiss. La matrice de ces brèches montre une composition tonalitique. La composition des fragments juvéniles varie d’une pyroxénite à un leucogabbro. La plupart des brèches sont hétérolithiques, mais à certains endroits, la brèche est monolithique.

Pluton de Houghton 3 (nAhou3) : Leucodiorite et leucotonalite

L’unité de leucodiorite et de leucotonalite peu ou non foliées à biotite, chlorite, apatite et épidote sépare la monzodiorite des gneiss tonalitiques du Massif de Lapparent (Bédard, 1992).

L’unité correspond à la zone périphérique de l’intrusion de hornblendite occupant la partie SE du Pluton de Houghton. La leucodiorite et la leucotonalite, antérieurement décrites par Midra et al. (1992) comme un mélagabbro et un leucogabbro, présentent les vestiges d’un litage magmatique associé à des variations de granulométrie. Selon le même auteur, « ils sont composés de plagioclase et de hornblende en proportions variables d’une phase à l’autre. Le passage de la hornblendite, en bordure, au leucogabbro, à l’intérieur du pluton, se fait par une série d’intrusions. Ce phénomène est suggéré par la présence d’enclaves d’amphibolites dans le mélagabbro et d’enclaves de mélagabbro dans le leucogabbro » (Midra et al., 1992, p. 34).

Pluton de Houghton 4 (nAhou4) : Hornblendite

La hornblendite est la moins étendue des unités du Pluton de Houghton. Elle est localisée dans le coin NW du feuillet 32G11. Selon Bédard (1992), elle forme des masses décamétriques à hectométriques dans l’unité nAhou3. La hornblendite est principalement composée de hornblende en proportion majeure, de plagioclase, d’apatite et de clinopyroxène en proportions moindres et, localement, de biotite. Les grains de clinopyroxène montrent par endroits une couronne de hornblende. À d’autres endroits, le clinopyroxène remplit les espaces interstitiels entre les cristaux de hornblende.

Des filons millimétriques à centimétriques de leucotonalite coupent la hornblendite. Ils contiennent communément de petites inclusions de hornblendite et de petits cristaux de hornblende. L’absence de direction préférentielle laisse penser que la mise en place de ces filons est associée à une fracturation hydraulique (Bédard, 1992).

En s’éloignant du centre des masses de hornblendite, ces dernières se désagrègent et composent un mélange mécanique de hornblende dans la roche hôte que Bédard (1992) appelle « roche hybride ». C’est aussi ce qu’observent Midra et al. (1992, p. 34) en notant que l’unité de hornblendite localisée dans le secteur du lac Ford, près du contact SE avec les gneiss passe progressivement à une « brèche en filets » dans laquelle la roche originelle est fragmentée par des injections de dykes.