GÉOLOGIE DE LA RÉGION DU LAC JEANNIN (SNRC 24B)

 Carte géologique   Légende

CHARETTE, B., LAFRANCE, I., MATHIEU, G.
Publié le

  • Camp de base : Pourvoirie Ninawawe en bordure du lac éponyme, à environ 200 km au NNW de Schefferville

RÉSUMÉ

Un nouveau levé géologique au 1/250 000 a été réalisé durant l’été 2015 dans la région du lac Jeannin. Ce levé couvre la majeure partie du feuillet SNRC 24B, ainsi que les feuillets 24A04, 23P13, 23O15, 23O16 et 24C16. Le terrain cartographié se trouve dans la partie sud-est de la Province de Churchill, plus précisément dans la Zone de Rachel-Laporte et la partie ouest de la Zone noyau. La Zone de Rachel-Laporte est un domaine paléoprotérozoïque qui correspond à la partie orientale de l’Orogène du Nouveau-Québec, tandis que la Zone noyau est un ancien microcontinent archéen à paléoprotérozoïque déformé et remodelé au Paléoprotérozoïque. 

La Zone de Rachel-Laporte est principalement constituée de métasédiments et d’amphibolites assignés à la Supersuite de Laporte. Cette dernière comprend aussi une nouvelle unité de roches calcosilicatées et de gneiss carbonatés (Suite de Préville) située dans le prolongement structural du Complexe de Lemoyne. La Zone de Rachel-Laporte contient également des complexes structuraux archéens interprétés comme des nappes de charriage à vergence ouest qui ont chevauché les roches supracrustales paléoprotérozoïques de la Fosse du Labrador durant l’Orogenèse du Nouveau-Québec.

La Zone noyau est constituée de gneiss, de migmatites, de métasédiments migmatitisés, de diatexites, d’amphibolites et de roches intrusives felsiques déformées d’âge archéen à paléoprotérozoïque. L’ensemble de ces roches est coupé par des intrusions paléoprotérozoïques syntectoniques à tarditectoniques composées principalement de suites felsiques à intermédiaires (suites de Champdoré, d’Aveneau et de Dancelou) et d’une suite à prédominance mafique à intermédiaire (Suite de Lhande). Une nouvelle unité paléoprotérozoïque reconnue dans la Zone noyau et la Zone de Rachel-Laporte, la Suite de Secondon, est constituée de métasédiments bien préservés interprétés comme des dépôts syntectoniques à tarditectoniques. 

Les observations de terrain et les études pétrographiques ont permis de démontrer que le portrait métamorphique du secteur à l’étude est caractérisé par un gradient métamorphique augmentant vers l’est. Ce gradient est souligné par les assemblages minéraux métamorphiques passant du faciès des amphibolites au faciès supérieur des amphibolites, à localement granulitique, ainsi que par l’apparition d’un vaste domaine affecté par la fusion partielle à l’est de la Faille du Lac Turcotte. La partie est du secteur du lac Jeannin est influencée par de grandes zones de cisaillement régionales à mouvement dextre ou indéterminé, telles que la zone de cisaillement Marralik-Tudor. La partie ouest de ce secteur comprend des failles interprétées comme des failles de chevauchement montrant une composante de décrochement dextre. Ces failles, associées à l’Orogenèse du Nouveau-Québec, comprennent la Faille du Lac Turcotte et la Faille du Lac Hérodier. Une zone de relais entre ces grandes zones de décrochement est marquée par des failles est-ouest, soit les failles du Lac Morel, du Lac Ninawawe et du Lac Serre. Ces failles pourraient délimiter une zone marquée par un régime en extension permettant la mise en place de dômes centrés sur des unités intrusives tardives (suites d’Aveneau et de Dancelou), ou encore affectée par un plissement polyphasé formant un schéma d’interférence en dômes et bassins.

La région du lac Jeannin offre un potentiel économique pour différents types de minéralisations, comprenant  : 1) Ni-Cu dans les suites de Soisson et de Lhande; 2) Zn-Cu dans la Supersuite de Laporte; 3) Cu-Au-Ag ± Mo dans la Suite de Champdoré; 4) Cu-Au-Ag filonien dans une séquence volcanique bimodale; 5) métaux variés et graphite dans les mudrocks de la Suite de Freneuse; 6) Nb-Ta-ETR dans la Suite de Préville; 7) Cu-Zn-Ni ± Ag dans la Suite de Préville; 8) Cu-Ni ± Zn ± graphite dans des métasédiments migmatitisés de la Zone noyau; 9) ETR ± Zr ±Th magmatique; et 10) Cr-Ni dans la Suite de Klein.

INTRODUCTION

Le levé géologique de la région du lac Jeannin (figure 1) s’inscrit dans le cadre d’un programme régional entamé en 2011 qui vise à compléter la cartographie géologique de la partie sud-est de la Province de Churchill (SEPC) à l’échelle 1/250 000. La partie centrale du SEPC est formée de la Zone noyau qui représente un craton archéen remobilisé au Paléoprotérozoïque. Elle est bordée de part et d’autre par les roches paléoprotérozoïques de l’Orogène des Torngat, à l’est, et celles de l’Orogène du Nouveau-Québec (Fosse du Labrador), à l’ouest (figure 1). Les travaux de l’été 2015 ont couvert la partie ouest de la Zone noyau, ainsi que la partie est de l’Orogène du Nouveau-Québec, soit la Zone de Rachel-Laporte. Un projet de cartographie des dépôts quaternaires de la région du lac Jeannin a été réalisé simultanément à ce levé (Dubé-Loubert et al., en préparation).

Localisation et accès

La région cartographiée au cours de l’été 2015 (figure 2) couvre la quasi-totalité du feuillet SNRC 24B, ainsi que les feuillets 23O15, 23O16, 23P13, 24C16 et 24A04. Elle est comprise entre les latitudes 55° 45′ et 57° N et les longitudes 68° 30’ et 65° 30′ W. Le camp de base était situé à la pourvoirie Ninawawe sise au bord du lac éponyme, à environ 200 km au NNW de la ville de Schefferville. Cette municipalité est desservie quotidiennement par des vols commerciaux en provenance de Montréal, Québec ou Sept-Îles. Le transport du matériel et l’approvisionnement ont été assurés par des vols de DHC-3 Otter sur flotteurs à partir de la base d’hydravion du lac Squaw à Schefferville.

Méthode de travail

La région cartographiée a été couverte de façon systématique par des cheminements séparés de 3 à 8 km, ainsi que par des séries de sauts en hélicoptère entre les cheminements plus espacés et dans les secteurs plus complexes. Les travaux de terrain ont été réalisés par une équipe de sept géologues et de sept aides-géologues entre le 11 juin et le 21 août 2015. Les équipes de cartographie, composées chacune d’un géologue et d’un aide-géologue, étaient transportées sur le terrain par hélicoptère à partir du camp de base et effectuaient des cheminements de 8 à 14 km de longueur.

Un total de 450 échantillons rocheux ont été prélevés lors de ces travaux, incluant 353 échantillons représentatifs analysés pour les éléments majeurs, les éléments en traces et les terres rares dans le but de mieux caractériser les unités lithologiques. Ce nombre comprend aussi 97 échantillons minéralisés recueillis afin de mettre en valeur le potentiel minéral du secteur. Les lames minces de roches (457) ont été étudiées pour caractériser pétrographiquement les diverses unités. Enfin, la surface sciée de 339 échantillons a été attaquée à l’acide fluorhydrique et colorée à l’aide d’une solution de cobaltinitrite de sodium afin d’évaluer les proportions de feldspath potassique, de plagioclase et de quartz.

Travaux antérieurs

Entre 1892 et 1899, l’explorateur et géologue Albert Peter Low arpente le nord-est du Québec, de la baie d’Ungava à la Côte-Nord et de la baie d’Hudson à l’océan Atlantique. Mandaté par la Commission géologique du Canada (CGC), il réalise les premières observations géologiques dans le secteur à l’étude en suivant le cours des rivières Koksoak et Caniapiscau. Les premiers travaux systématiques de cartographie sont initiés par la CGC à partir de la fin des années 1950. Ces travaux ont mené à la publication de plusieurs cartes à l’échelle 1/250 000 dans le nord-est du Québec et au Labrador, dont l’une couvre entièrement les feuillets 24B et 24A (Taylor, 1979; figure 2). Les cartes de Taylor touchent également les feuillets 24F à 24J localisés au nord et au nord-est du feuillet 24B. Baragar (1967) commence en 1958 la cartographie du feuillet 23O, dont la partie NE (feuillets 23O15 et 23O16) est couverte par nos travaux. À partir du milieu des années 1960 jusqu’au début des années 1970, le Ministère mène plusieurs campagnes de cartographie au 1/50 000 dans la Fosse du Labrador. Les travaux de Dimroth (1978) dans la Zone de Rachel-Laporte et dans la Zone noyau s’tendent dans la moitié sud du secteur d’étude (figure 2). Les levés compilés ou réalisés par Dressler (1979) englobent partiellement la limite ouest de la région. À partir de 1983, le Ministère poursuit la cartographie au 1/50 000 dans certains secteurs de la Zone noyau (Bourque, 1991). Ces travaux touchent les feuillets 23P13, 23P14, 24A03 et 24A04 dans le secteur du Lac Champdoré.

Au cours des années 1980, les efforts concertés de plusieurs chercheurs ont permis l’élaboration de modèles tectoniques portant sur l’ensemble de l’Orogène trans-hudsonien (Wardle, 1983; Hoffman, 1988, 1990; Girard, 1990) et ont mené à la rédaction de nombreux articles dont plusieurs traitent du SEPC. Ces articles ont été regroupés dans un volume spécial publié par l’Association géologique du Canada (1990, Special Paper 37), ainsi que dans un numéro spécial de la revue Géoscience Canada (1990, volume 17, numéro 4). Au début des années 1990, des levés séismiques profonds dans la baie d’Ungava et dans la mer du Labrador (Programme Lithoprobe, transect ECSOOT; Hall et al., 2002) jumelés à des travaux de géochimie des isotopes (Dunphy et Skulski, 1996; Isnard et al., 1998), de géochronologie (Scott, 1998) et de géologie structurale (St-Onge et al., 1998; Wardle et Van Kranendonk, 1996) ont permis de mieux comprendre le SEPC et de relier son évolution à celle du Groenland. Les dernières interprétations concernant ces travaux ont été publiées en 2002 sous la forme de plusieurs articles regroupés dans un numéro de la Revue canadienne des sciences de la Terre (2002, volume 39, numéro 5). À la fin des années 2000, Corrigan et al. (2009) présentent un modèle d’accrétion pour l’ensemble de l’Orogène trans-hudsonien.

Un levé géologique au 1/250 000 effectué par le Ministère en 2012 (Lafrance et al., 2014) a couvert la région située au nord (feuillets 24G et 24F), alors qu’un second levé réalisé en 2014 (Lafrance et al, 2016) touche le feuillet immédiatement à l’est (feuillet 24A). Des levés aéromagnétiques et spectrométriques régionaux récents portent sur l’ensemble de la région (Intissar et al., 2014) et ont permis de raffiner l’interprétation géologique et structurale. Des analyses de sédiments de fond de lac provenant de différents levés touchent toute la partie québécoise du SEPC. L’ensemble des échantillons de ces levés a été réanalysé en 2009 de façon à uniformiser les données analytiques acquises sur plusieurs années (Maurice et Labbé, 2009). La fraction fine et les minéraux indicateurs des sédiments glaciaires et fluvioglaciaires de la région d’intérêt ont aussi été analysés (Dubé-Loubert et Daubois, 2016a et 2016b). Quelques travaux d’exploration ont aussi été réalisés par les compagnies minières dans la région à l’étude et sont décrits dans la section « Géologie économique ».

GÉOLOGIE RÉGIONALE

La partie sud-est de la Province de Churchill (SEPC) est bordée à l’ouest et à l’est par les provinces archéennes du Supérieur et de Nain (Craton Nord-Atlantique) respectivement, et au sud par la Province protérozoïque de Grenville (figure 1). Cette partie du Churchill constitue une branche de l’Orogène trans-hudsonien (figure 3), lequel représente une vaste ceinture orogénique paléoprotérozoïque qui s’étend du centre des États-Unis jusqu’au Groenland. Le SEPC présente un grain structural dominant NNW-SSE. Il est caractérisé par la présence de nombreuses zones de cisaillement de plusieurs centaines de mètres à plusieurs kilomètres de largeur et, à proximité de l’Orogène du Nouveau-Québec, par des structures de chevauchement à vergence WSW. L’agencement structural de la région résulterait de deux épisodes de collision oblique associés à l’Orogenèse trans-hudsonienne entre 1860 et 1775 Ma, un premier épisode associé à la collision du Craton Nord-Atlantique, suivi d’un second avec le Craton du Supérieur (Stockwell et al., 1982; Wardle et al., 2002; Corrigan et al., 2009).

Le SEPC est constitué de trois entités ou domaines lithotectoniques principaux. La Zone noyau, au centre, correspond à un bloc archéen déformé et remanié au Paléoprotérozoïque. Elle est bordée à l’ouest par les unités paléoprotérozoïques déformées de l’Orogène du Nouveau-Québec (Fosse du Labrador et Zone de Rachel-Laporte), et à l’est par l’Orogène des Torngat (figure 1). La région cartographiée comprend la portion ouest de la Zone noyau, ainsi que la Zone de Rachel-Laporte, laquelle marque la limite orientale de l’Orogène du Nouveau-Québec.

La Zone noyau forme un bloc orienté NNW-SSE qui s’étend sur une largeur maximale d’environ 280 km. Hoffman (1988) considérait cette zone comme l’extension vers le sud de la Province archéenne de Rae, dont la majeure partie se trouve dans le Nunavut. Toutefois, St-Onge et al. (1998) ont prolongé l’Orogène trans-hudsonien jusqu’au sud de l’île de Baffin (figure 3), démontrant ainsi qu’il n’y avait pas de connexion possible entre la Province de Rae et le SEPC. Le terme « Zone noyau » (Core zone) a été introduit par James et al. (1996) pour désigner la partie centrale du SEPC, laquelle correspond à la « Division centrale » (Central Division) de Wardle et al. (1990b). Ces auteurs ont reconnu dans la Zone noyau certaines ressemblances avec le Craton du Supérieur. Déjà proposée par Machado et al. (1989) et par Goulet et Ciesielski (1990) à l’issue d’études structurales, géochronologiques et géochimiques réalisées en bordure de la baie d’Ungava, cette hypothèse a été remise de l’avant à la suite des travaux de cartographie de Simard et al. (2013) et de Lafrance et al. (2014). Au nord-est de la région d’étude, Verpaelst et al. (2000) ont proposé de remplacer le terme « Core zone » par celui de « craton du Grand Nord ». Cette suggestion n’a toutefois pas été retenue par Simard et al. (2013) qui ont conservé l’appellation « Zone noyau », étant donné que le terme « Grand Nord » est utilisé au Québec pour désigner le territoire du Nunavik situé au nord du 55e parallèle et correspond en majeure partie à la Province du Supérieur.

Selon Wardle et al. (2002), la Zone noyau représente un microcontinent archéen séparé de la Province du Supérieur lors de périodes d’ouverture de rifts à la fin de l’Archéen ou au début du Paléoprotérozoïque (2,17 à 1,89 Ga). Celui-ci est entré en collision avec le Craton archéen Nord-Atlantique lors de l’Orogenèse des Torngat (1,87 à 1,82 Ga; Wardle et al., 2002). Le Craton du Supérieur serait entré à son tour en collision avec la Zone noyau lors de l’Orogenèse du Nouveau-Québec (1,82 à 1,77 Ga). La Zone noyau est constituée d’un ensemble de gneiss, de migmatites, de roches intrusives et volcano-sédimentaires d’âge archéen à paléoprotérozoïque. Elle comprend plusieurs lambeaux de paragneiss et d’amphibolites qui représentent probablement des écailles tectoniques issues de séquences qui faisaient partie, à l’origine, d’une couverture supracrustale paléoprotérozoïque. Les roches de la Zone noyau sont principalement métamorphisées au faciès des amphibolites et, plus localement, au faciès des granulites.

Le cœur de la Zone noyau est occupé par une intrusion multiphasée de composition granitique et charnockitique d’envergure régionale, le Batholite de De Pas (1860 à 1805 Ma; Krogh, 1986; Dunphy et Skulski, 1996; James et al., 1996; James et Dunning, 2000; Lafrance et al., 2015; Corrigan et al., en préparation). Ce grand batholite de 25 à 50 km de largeur s’étend sur une distance de plus de 600 km (figure 1) et est interprété comme un arc magmatique associé à un régime de subduction, ou encore à une composante syncollisionnelle dans l’arrière-pays de l’Orogène du Nouveau-Québec. Le De Pas n’occupe toutefois qu’une superficie restreinte à la limite est de la région d’étude.

La Fosse du Labrador est une ceinture volcano-sédimentaire d’âge paléoprotérozoïque (2,17 à 1,87 Ga) plissée et chevauchée vers WSW sur le Craton du Supérieur lors de l’Orogenèse du Nouveau-Québec. Elle s’étend sur plus de 850 km de longueur, de la limite du Grenville, au sud, jusqu’à la baie d’Ungava, au nord (figure 1). Les roches de la Fosse du Labrador ont été divisées en plusieurs formations et groupes (Harrison, 1952; Frarey et Duffell, 1964; Bérard, 1965; Sauvé et Bergeron, 1965; Dimroth, 1978), et regroupées dans le Supergroupe de Kaniapiskau (Frarey et Duffell, 1964). Clark et Wares (2004) ont uniformisé la nomenclature stratigraphique de la partie québécoise de la Fosse du Labrador et ont divisé le Supergroupe de Kaniapiskau en trois cycles : deux cycles volcano-sédimentaires à la base, surmontés par un cycle de roches métasédimentaires de type molasse. Ils ont aussi subdivisé l’orogène en onze zones tectonostratigraphiques, la plupart allochtones et limitées par des failles de chevauchement ou des discordances d’érosion. On trouve aussi des blocs imbriqués de socle archéen interprétés comme ayant appartenu à la Province du Supérieur (Wardle et al., 2002), ainsi que des écailles tectoniques exhumées lors du chevauchement de la Zone noyau sur l’Orogène du Nouveau-Québec.

La Zone de Rachel-Laporte se compose de roches volcano-sédimentaires métamorphisées qui pourraient être équivalentes au Supergroupe de Kaniapiskau. Cette séquence métamorphisée est limitée de part et d’autre par des failles de chevauchement. Plusieurs noms ont été utilisés pour désigner cette zone métamorphisée. Le terme « Zone de Rachel » a été utilisé dans la partie nord (Wares et Goutier, 1990a et 1990b; Wardle et al., 1990a; Hall et al., 2002) et les termes « Terrane de Laporte » (Wardle et al., 1990a; Hall et al., 2002) et « Domaine de Laporte » (Van der Leeden et al., 1990), dans la partie sud. Le terme « Zone de Rachel-Laporte », proposé plus récemment par Wardle et al. (2002) et par Simard et al. (2013), est employé dans ce rapport pour désigner l’ensemble de la zone (figure 1). Les roches volcano-sédimentaires métamorphisées de la Zone de Rachel-Laporte ont été originellement assignées au « Groupe de Laporte » (Harrison, 1952). Ce groupe a été redéfini par Simard et al. (2013) comme une grande unité lithodémique régionale désignée par le terme « Supersuite de Laporte ». La Zone de Rachel-Laporte comprend également des complexes structuraux archéens, ainsi que des écailles tectoniques qui n’appartiennent pas à la Supersuite de Laporte.

LITHOSTRATIGRAPHIE

Les roches de la région du lac Jeannin ont été regroupées en différentes unités lithodémiques, principalement des suites et des complexes, en respectant les normes du Code stratigraphique nord-américain (Ministère de l’Énergie et des Ressources, 1986; American Commission on Stratigraphic Nomenclature, 2005; Easton, 2009) et en tenant compte de la nomenclature déjà établie. Ces unités ont été définies en fonction des données géologiques et géochronologiques de la région de Kuujjuaq et de la baie d’Ungava (Simard et al., 2013), ainsi que des régions des lacs Saffray, Henrietta et Brisson (Lafrance et al., 2014, 2015 et 2016). La région cartographiée est divisée en deux grands ensembles lithotectoniques : la Zone de Rachel-Laporte, à l’ouest, et la Zone noyau, à l’est. L’ordre stratigraphique du secteur est présenté à la figure 4 dans les tableaux 1 et 2, ainsi que sur la légende de la carte géologique. Les unités tarditectoniques et post-tectoniques sont présentées séparément (tableau 3).

Zone de Rachel-Laporte

La Zone de Rachel-Laporte, comprise entre les failles du lac Hérodier, à l’ouest, et du lac Turcotte, à l’est, correspond à la partie orientale de l’Orogène du Nouveau-Québec (figure 4). Elle est constituée des roches volcano-sédimentaires métamorphisées d’âge paléoprotérozoïque de la Supersuite de Laporte. Selon Simard et al. (2013), ces lithologies pourraient être équivalentes aux roches du Supergroupe de Kaniapiskau qui représente l’unité principale de la Fosse du Labrador, à l’ouest. Toutefois, nos travaux de cartographie indiquent plutôt que les métasédiments de la Supersuite de Laporte se distinguent de ceux de la Fosse du Labrador par une épaisseur apparente plus importante et une composition plus homogène. 

La Supersuite de Laporte a été divisée par Simard et al. (2013) en deux unités : la Suite de Freneuse et la Suite de Klein (tableau 1). Dans la région du lac Jeannin, la Suite de Freneuse (pPfru) est principalement constituée de métawacke et de méta-arénite homogène (pPfru1b) avec des proportions moindres de paraschistes, de schistes à biotite graphiteux, de marbre, de roches calcosilicatées, de quartzite et de formation de fer au faciès des silicates. La Suite de Klein (pPkle) comprend des amphibolites et des métabasaltes (pPkle1), ainsi que des roches ultramafiques (pPkle2) et des gabbros (pPkle3) métamorphisés. À proximité des bordures est et nord du Complexe de Wheeler, les séquences d’amphibolites et de métagabbros sont plus épaisses qu’ailleurs dans la Zone de Rachel-Laporte et atteignent près de 10 km de largeur. 

Une nouvelle unité, la Suite de Préville (pPprv), a été définie dans la Supersuite de Laporte afin de regrouper un ensemble de roches calcosilicatées et de gneiss carbonatés (figure 4 et tableau 1). La Suite de Préville se trouve dans le prolongement structural de la carbonatite du Complexe de Lemoyne, situé à environ 60 km au nord-ouest. Elle pourrait correspondre à des unités de métavolcanoclastites carbonatées, ou encore à une zone d’altération métamorphisée majeure affectant les unités de la Supersuite de Laporte.

La Zone de Rachel-Laporte comprend aussi quatre complexes structuraux constitués de roches possiblement archéennes circonscrites à des nappes de charriage qui ont chevauché les roches paléoprotérozoïques durant l’Orogenèse du Nouveau-Québec. Au nord du secteur d’étude, des nappes de charriage du même type constituées de gneiss ou de roches intrusives déformées ont donné des âges compris entre 2692 et 2883 Ma (Simard et al., 2013; Lafrance et al., 2014). Dans la région du lac Jeannin, ces complexes comprennent, du nord au sud, les unités suivantes (figure 4) : 1) les monzonite et monzodiorite à structure porphyroïde du Complexe de Boullé (ApPbue); 2) les monzonite, monzonite quartzifère et monzodiorite du Complexe de Horseshoe (ApPhrs); 3) les  tonalite, granite, gneiss migmatitique et gabbro amphibolitisé du Complexe de Wheeler (ApPwel); et 4) les diatexites du Complexe de Giton (ApPgit). Les unités observées dans ces complexes, facilement identifiables par leur signature magnétique, n’ont pas été reconnues ailleurs dans la Zone de Rachel-Laporte. 

Enfin, trois petites intrusions hectométriques de granite pegmatitique assignées à la Suite de Mercier (pPmrc) injectent les unités de la Supersuite de Laporte. L’interprétation géologique de la Zone de Rachel-Laporte est basée sur nos travaux, sur la cartographie antérieure (Dimroth, 1964, 1966 et 1978; Dressler, 1974; Penrose, 1978), ainsi que sur la compilation du SIGÉOM  réalisée par Thomas Clark de 2009 à 2016.

Zone noyau

La Zone noyau représente un substratum archéen remanié au Paléoprotérozoïque et coupé par plusieurs unités intrusives d’âge protérozoïque. Dans la région du lac Jeannin, les roches d’âge archéen à paléoprotérozoïque de la Zone noyau sont assignées à quatre unités (figure 4 et tableau 2) : 1) le Complexe d’Ungava (ApPung); 2) la Suite de Saffray (ApPsaf); 3) la Suite de Ralleau (ApPral); et 4) le Complexe de Qurlutuq (ApPqur). 

Le Complexe d’Ungava se compose principalement de gneiss de composition tonalitique à granitique montrant un rubanement plus ou moins bien défini et injectés par des phases granitiques plus jeunes. Les principales occurrences de ce gneiss se situent dans la partie nord-est de la région (figure 4). La Suite de Saffray est, quant à elle, constituée d’intrusions potassiques felsiques à intermédiaires à structure foliée à gneissique associées à des anomalies magnétiques intenses orientées NW-SE (figure 5). La Suite de Ralleau comprend des lambeaux de largeur hectométrique de métagabbro, de métapyroxénite et d’amphibolite formant des niveaux ou des enclaves dans les autres unités de la Zone noyau. Finalement, le Complexe de Qurlutuq est constitué de roches migmatitiques rubanées interprétées par Simard et al. (2013) et Lafrance et al., (2014, 2015 et 2016) comme le produit d’un épisode de fusion majeure qui aurait affecté les gneiss du Complexe d’Ungava au Paléoprotérozoïque. Cette hypothèse est appuyée par les datations géochronologiques de ces deux complexes, ainsi que par la présence de nombreux radeaux de gneiss de l’Ungava (paléosomes) à l’intérieur des roches migmatitiques (néosomes) du Qurlutuq.

Les roches paléoprotérozoïques de la Zone noyau sont principalement composées de séquences de roches volcano-sédimentaires et de grandes unités intrusives. Les roches volcano-sédimentaires et les diatexites dérivées ont été assignées à quatre unités distinctes en fonction de leur répartition spatiale et de leur degré de fusion partielle (figure 4 et tableau 2) : 1) la Suite de False (pPfas); 2) la Suite de Winnie (pPwii); 3) la Suite d’Akiasirviup (pPaki); et 4) la Suite de Curot (pPcut).

Les suites de False et de Winnie, formées respectivement de paragneiss migmatitiques et de diatexites, constituent une partie importante de la Zone noyau (figure 4). Les suites d’Akiasirviup et de Curot sont limitées à une zone d’environ 1 à 8 km de largeur sur près de 60 km de longueur dans la partie centrale de la région cartographiée. Cette zone pourrait représenter une écaille limitée par des failles de chevauchement. Les métasédiments faiblement migmatitisés de la Suite d’Akiasirviup dominent cette zone, alors que les amphibolites de la Suite de Curot ne représentent que sept petits lambeaux hectométriques concentrés dans la partie sud de celle-ci. Dans la région de Kuujjuaq (Simard et al., 2013), les suites d’Akiasirviup et de Curot font partie du Domaine du lac Gabriel qui représente la limite ouest de la Zone noyau. Le Domaine de Gabriel est interprété comme un segment allochtone de roches paléoprotérozoïques qui aurait chevauché les roches de la Zone de Rachel-Laporte (Simard et al., 2013). Ce domaine est tronqué par une faille est-ouest dans la partie nord de la région du lac Saffray (Lafrance et al., 2014).

Cinq suites intrusives d’âge paléoprotérozoïque ont aussi été identifiées dans la Zone noyau (figure 4 et tableau 2) : 1) la Suite granitique de De Pas (pPdep); 2) la Suite charnockitique de De Pas (pPcde); 3) la Suite de Champdoré (pPchm); 4) la Suite de Lhande (pPlnd) et 5) la Suite d’Aveneau (pPavn). Le Batholite de De Pas, qui regroupe les deux suites granitique et charnockitique, forme une intrusion majeure de plus de 600 km de longueur dans la Zone noyau. Il n’occupe qu’une petite superficie à la limite orientale de la région d’étude, à proximité de la région du lac Brisson (Lafrance et al., 2016). La Suite de Champdoré, constituée d’intrusions potassiques métamorphisées à biotite et hornblende, est par contre plus importante. Elle est exposée dans la partie sud-est de la région du lac Jeannin (figure 4) et correspond à un secteur faiblement à modérément magnétique (figure 5). La Suite de Lhande est une nouvelle unité constituée des roches intrusives métamorphisées. Elle comprend de la diorite quartzifère mouchetée, ainsi que des roches mafiques et ultramafiques associées à de fortes anomalies magnétiques qui sont communément bordées par de roches felsiques à orthopyroxène. La Suite d’Aveneau forme des intrusions importantes réparties dans l’ensemble de la Zone noyau (figure 4). Elle est composée de tonalites et de granites blanchâtres à granulométrie variable ayant l’aspect de mobilisat. Selon Simard et al. (2013) et Lafrance et al. (2014, 2015 et 2016), la Suite d’Aveneau pourrait correspondre à une phase évoluée et tardive reliée au phénomène de fusion partielle à l’origine du Complexe de Qurlutuq. Toutefois, comme elle coupe également les séquences de paragneiss et de diatexites des suites de False et de Winnie, il est aussi possible qu’une partie des roches assignées à cette unité soit issue de la fusion de roches sédimentaires, ou encore, que ces magmas proviennent de la fusion des gneiss du Complexe d’Ungava situés en profondeur qui se seraient mis en place à un niveau supérieur de la croûte continentale.

Unités tarditectoniques à post-tectoniques

Même si elles ont été principalement observées dans la Zone noyau, les unités tarditectoniques à post-tectoniques ne sont pas limitées à un domaine lithotectonique particulier (figure 4 et tableau 3). Dans la région du lac Jeannin, la Suite de Secondon (pPsec) est interprétée comme tarditectonique et les suites de Dancelou (pPdac) et de Soisson (mPsoi) sont post-tectoniques. La Suite de Secondon représente une nouvelle unité qui regroupe des séquences de méta-arkose et de méta-arénite conglomératique bien préservées. Elle est également observée dans la Zone de Rachel-Laporte. Ces métasédiments forment des séquences de 1 à 10 km de longueur sur quelques centaines de mètres à 5 km de largeur (figure 4).

Malgré les évidences d’une recristallisation partielle et la présence de zones déformées, les métasédiments de la Suite de Secondon ne semblent pas être affectés par la migmatitisation et la recristallisation métamorphique importantes qui caractérisent les paragneiss de la Suite de False. Il est possible que cet état de préservation soit relié à la composition plus quartzeuse du Secondon et n’implique pas nécessairement que la mise en place de cette unité soit postérieure à l’épisode de fusion. Par contre, la recristallisation partielle, ainsi que la présence de sillimanite et de zones de déformation indiquent clairement que les métasédiments ont subi les effets du métamorphisme. Ces caractéristiques laissent plutôt croire que ces métasédiments synorogéniques ont été enfouis durant l’Orogenèse du Nouveau-Québec, mais qu’ils n’ont pas suivi la même évolution métamorphique que les paragneiss de la Suite de False.

La Suite de Dancelou (pPdac) forme des intrusions de moins d’un kilomètre à une vingtaine de kilomètres de diamètre dispersées dans l’ensemble de la Zone noyau. Elle est constituée de granite rose d’aspect massif et à granulométrie moyenne à pegmatitique.

Enfin, une intrusion à structure subophitique de 15 km de longueur sur 3 km de largeur assignée à la Suite de Soisson (mPsoi) a été observée dans le coin nord-est de la région du lac Jeannin. Ailleurs dans la Zone noyau, la Suite de Soisson est généralement composée de roches de composition mafique (troctolite, gabbro à olivine et gabbro). Dans le secteur du lac Jeannin, l’intrusion se distingue par la présence d’une zone centrale intermédiaire formée de monzodiorite, entourée d’une zone périphérique de norite et de leucogabbronorite quartzifère. Cette intrusion et la minéralisation en Ni-Cu associée ont été étudiées en détail par Jean-Philippe Fleury (2016) dans le cadre d’un projet de fin d’études à l’Université du Québec à Montréal.

LITHOGÉOCHIMIE

Un total de 353 échantillons ont été prélevés pour des analyses totales dans le cadre des travaux de cartographie dans la région du lac Jeannin. De ce nombre, 302 échantillons provenant des différentes unités du secteur ont été sélectionnés pour constituer la base de données utilisée dans cette section. Les échantillons ont été analysés pour les éléments majeurs et en trace au laboratoire Actlabs d’Ancaster en Ontario. Les résultats de ces analyses sont présentés sur les diagrammes des figures 6 à 20.

Les roches de la région ont subi plusieurs événements précoces à tardifs (hydrothermalisme, métasomatisme et métamorphisme) et leur composition a pu être modifiée en fonction de la mobilité des éléments. À l’exception des roches ultramafiques et de certains échantillons carbonatés de la Suite de Préville, les échantillons ayant une perte au feu supérieure à 3 % ont été éliminés de la base de données utilisée pour l’interprétation des données lithogéochimiques.

Roches volcano-sédimentaires métamorphisées

Les unités volcano-sédimentaires de la région cartographiée incluent les suites de Klein (pPkle) et de Freneuse (pPfru) dans la Zone de Rachel-Laporte, ainsi que les suites de False (pPfas), d’Akiasirviup (pPaki) et de Secondon (pPsec) dans la Zone noyau. La base de données comprend 90 analyses globales provenant de ces diverses unités. Ces analyses sont illustrées aux figures 6 à 9 dans le cas des échantillons de roches ignées mafiques métamorphisées et aux figures 10 et 11 pour les échantillons de métasédiments. De plus, les résultats de neuf roches mafiques à matrice carbonatée et à porphyroblastes d’amphiboles de la Suite de Préville (pPprv) sont aussi présentés aux figures 6 à 9. À des fins de comparaison, neuf échantillons des Filons-couches de Montagnais (pPmon), quatre échantillons de la Formation de Willbob (pPwl) et six échantillons de la Formation de Murdoch (pPmr), prélevés dans la Fosse du Labrador lors des travaux de cartographie de l’été 2015, ont été analysés et intégrés à la base de données.

Roches ignées mafiques métamorphisées

Suite de Klein (pPkle)

La majorité des échantillons mafiques de la Suite de Klein sont de composition basaltique et d’affinité tholéiitique (figure 6), à l’exception de quatre échantillons qui seront traités séparément.

Les roches de la sous-unité de métabasaltes et de métavolcanoclastites (pPkle1b, quatre analyses) et et de l’unité de métagabbro (pPkle3, douze analyses) de la Suite de Klein sont plus magnésiennes, alors que celles de la sous-unité d’amphibolite (pPkle1a, onze analyses) sont généralement plus riches en fer (figure 6b). Cette tendance suit l’évolution attendue d’un magma tholéiitique lors de la cristallisation fractionnée (enrichissement en fer).

De manière générale, les échantillons mafiques de la Suite de Klein présentent des profils de terres rares (ETR) plats et des profils multiéléments caractérisés par un faible fractionnement des éléments les plus incompatibles (figure 7).

Les diagrammes discriminants des environnements géotectoniques (figure 9) semblent indiquer une source magmatique de type N-MORB à E-MORB. L’absence d’enrichissement important en éléments très incompatibles (partie gauche du diagramme multiélément de la figure 7b) permet de conclure que ces roches ne sont pas issues d’une source enrichie ou d’un faible degré de fusion partielle. Les diagrammes des figures 7b et 9b démontrent également la faible contamination crustale subie par le magma. Ces caractéristiques dénotent un environnement de formation analogue à celui des N-MORB et des tholéiites d’arc insulaire. Toutefois, en comparaison à un magma de type N-MORB, les roches mafiques de la Suite de Klein sont légèrement plus enrichies en éléments plus fortement incompatibles (axe Nb/Yb des figures 9b et 9c) et montrent des profils multiéléments dont la portion Zr-Y présente une pente plus négative. Ceci pourrait indiquer une source plus enrichie ou un taux de fusion plus faible que les N-MORB. Ces roches démontrent des caractéristiques géochimiques comparables à celles des Filons-couches de Montagnais (pPmon2, cinq analyses de gabbro aphyrique et de gabbro à olivine; pPmon7, quatre analyses de gabbro amphibolitisé) et des métabasaltes massifs et coussinés de la Formation de Willbob (pPwl1, quatre analyses) exposés plus à l’ouest, dans la Fosse du Labrador. Tout comme les roches mafiques de la Suite de Klein, ces unités d’affinité tholéiitique présentent un magma parent dont la composition est intermédiaire entre les N-MORB et les E-MORB, avec une faible contamination apparente par la croûte continentale (cette étude et Baragar, 1960; Rohon et al., 1988; Stamatelopoulou-Seymour et al., 1991).

Sur le diagramme de figure 6a, quatre analyses de la Suite de Klein (pPkle1a, trois analyses; pPkle1b, une analyse) montrent une composition de basalte alcalin. Ces échantillons ne présentent toutefois pas de corrélation spatiale, confirmant que la Suite de Klein est principalement d’affinité tholéiitique. L’affinité alcaline de ces quelques échantillons est aussi soulignée par un plus fort fractionnement des ETR légers (figure 7) et des rapports Th/Yb et Nb/Yb plus élevés (figure 9b). Les fortes pentes de la portion Ti-Yb des profils multiéléments de ces échantillons semblent indiquer une fusion à grande profondeur (figure 9c). L’enrichissement en éléments incompatibles (faible degré de fusion) et la pente Ti-Yb fortement négative indiquent que les magmas parents de ces roches mafiques s’apparentent à des magmas de type OIB (Oceanic Island Basalt) ou sont associés à une composante de panache mantellique. Par leur signature d’éléments en traces, ces échantillons ressemblent aux volcanoclastites mafiques et aux basaltes de la Formation de Murdoch (pPmr, six analyses) de la Fosse du Labrador. Toutefois, les roches de cette dernière unité montrent des profils multiéléments caractérisés par des segments Ti-Yb plus pentés et des rapports Nb/Yb et TiO2/Yb plus proches de ceux des OIB.

Les variations de composition des métabasaltes, des métagabbros et des amphibolites de la Suite de Klein, d’affinité tholéiitique à alcaline, semblent indiquer que cette unité regroupe des roches ignées métamorphisées formées dans des environnements géotectoniques différents. Il est toutefois difficile d’expliquer ces différences dans l’état actuel des connaissances.

Suite de Préville (pPprv)

La Suite de Préville comprend des gneiss carbonatés d’origine possiblement sédimentaire (pPprv1, quatre analyses) et des roches calcosilicatées mafiques (pPprv2, neuf analyses). Seuls les échantillons mafiques de l’unité pPprv2 seront examinés ici. Étant donné les évidences d’altération notées en affleurements et en lames minces, les éléments majeurs n’ont pas été utilisés pour caractériser cette unité. Les éléments en traces des échantillons mafiques indiquent que la composition de ces roches est répartie en deux pôles, un pôle représenté par les basaltes tholéiitiques et un pôle formé par les basaltes alcalins (figure 6a). Cette dualité est également bien illustrée dans les profils des ETR et multiéléments (figure 8). Les échantillons d’affinité tholéiitique présentent des profils des ETR plats accompagnés de faibles anomalies positives en Nb-Ta, ainsi que des anomalies d’amplitudes variables en Eu et Ti. Les échantillons d’affinité alcaline montrent un enrichissement en ETR légers et des anomalies variables en Zr-Hf, Eu et Ti. Ces caractéristiques indiquent que, à l’instar des amphibolites, des métabasaltes et des métagabbros de la Suite de Klein, les échantillons basaltiques de la Suite de Préville ont une composition intermédiaire entre les N-MORB et les E-MORB, alors que les échantillons de basalte alcalin s’apparentent à des basaltes d’îles océaniques issus d’une fusion partielle à grande profondeur (figure 9).

Roches métasédimentaires

Suite de Freneuse (pPfru)

Dans le secteur cartographié de la Zone de Rachel-Laporte, les séquences métasédimentaires de la Suite de Freneuse sont principalement formées de paraschistes (pPfru1a, sept analyses) et de métawackes et méta-arénites (pPfru1b; 26 analyses). Les variations de composition modale observées sur le terrain et en lames minces, indiquant des compositions de méta-arénite à métawacke, ne se reflètent pas dans la géochimie des échantillons analysés qui présentent plutôt des compositions variant de métawacke à méta-argilite (figures 10a et 10b). Le contenu plus important en biotite et en muscovite des paraschistes se manifeste par des rapports (Na2O/K2O) et (SiO2/Al2O3) plus faibles comparativement aux métawackes et aux méta-arénites (figure 10a). La figure 10c semble indiquer que, dans le secteur cartographié, les métasédiments de la Suite de Freneuse proviennent de l’érosion de lithologies felsiques comparables à celles composant la croûte continentale supérieure de composition moyenne granodioritique. Dans le cas de la sous-unité pPfru1b, le regroupement des analyses autour des mêmes valeurs Th/Sc et Zr/Sc peut indiquer une provenance unique ou encore plusieurs sources de composition similaire. Les caractéristiques géochimiques des métasédiments de la Suite de Freneuse semblent exclure la possibilité d’une source ignée mafique. Il est donc peu probable que les séquences volcaniques mafiques et les intrusions mafiques à ultramafiques de Fosse du Labrador soient la source de ces sédiments. De plus, les rapports Zr/Sc plus élevés de certains échantillons de la sous-unité pPfru1b pourraient indiquer une concentration des minéraux lourds (dont le zircon) associée au recyclage des sédiments. Pour leur part, les paraschistes de la sous-unité pPfru1a montrent une plus grande variation de compositions qui se manifeste par des anomalies en Zr-Hf positives ou négatives (figure 11b).

Suites de False (pPfas), d’Akiasirviup (pPaki) et de Secondon (pPsec)

Les séquences supracrustales de la Zone noyau, regroupées dans les suites de False (pPfas1, trois analyses), d’Akiasirviup (pPaki1 et 2, cinq analyses) et de Secondon (pPsec, 18 analyses), sont principalement constituées de métasédiments.

La Suite d’Akiasirviup (pPaki) est composée de métasédiments peu migmatitisés localisés près du contact avec la Zone de Rachel-Laporte. Ces roches ont été identifiées en affleurements comme des méta-arkoses pauvres en minéraux mafiques. Les diagrammes de classification des sédiments (figure 10) indiquent toutefois une composition de wacke et des sources évoluées possiblement diverses, comme le démontre l’étalement des rapports Th/Sc vers les fortes valeurs.

Dans la Zone noyau, les lentilles de métasédiments de la Suite de False montrent un degré de migmatitisation variable qui résulte peut-être de la diversité de compositions des protolites. Ces variations se manifestent par une forte dispersion des analyses sur les diagrammes des figures 10a et 10b. Ce phénomène est également visible dans les graphiques de classification et de discrimination des environnements géotectoniques, ce qui pourrait indiquer des provenances multiples, ainsi que des degrés de recyclage et de concentration de minéraux lourds variables en fonction des échantillons. Toutefois, l’interprétation de ces diagrammes est sujette à caution étant donné le métamorphisme et la fusion partielle affectant ces métasédiments, des phénomènes qui influencent la mobilité de certains éléments et modifient la composition de la roche par l’extraction de mobilisat.

Les métasédiments bien préservés de la Suite de Secondon (pPsec1, 18 analyses) montrent une grande variabilité de composition (figures 10a et 10b). Malgré leur teneur élevée en SiO2 (en général entre 70 et 80 %), ils se classent parmi les wackes, les litharénites et les arkoses en raison de leurs faibles rapports (SiO2/Al2O3). De plus, leurs rapports Th/Sc élevés et variables pourraient indiquer plusieurs sources de nature évoluée (principalement granitique; figure 10c). Cette hypothèse est étayée par les profils des ETR très étalés et par les diagrammes multiéléments qui montrent d’importantes variations dans l’amplitude des anomalies en Nb-Ta, Zr-Hf et Ti. Il faut toutefois noter l’omniprésence de fortes anomalies négatives en Nb-Ta, plus importantes que dans le cas des autres suites métasédimentaires de la région, de même que les valeurs élevées en Th caractéristiques des roches évoluées de la croûte continentale supérieure.

Unités de roches intrusives de composition principalement mafique

Plusieurs intrusions mafiques paléoprotérozoïques et mésoprotérozoïques, telles que les suites de Lhande (pPlnd) et de Soisson (mPsoi), coupent les gneiss et les migmatites de la Zone noyau (figure 2). La Suite de Ralleau (ApPral), une autre unité de composition principalement mafique, pourrait comprendre des roches archéennes, mais les relations de recoupement avec les autres unités du secteur sont équivoques. Ces suites ont fait l’objet de 52 analyses géochimiques, lesquelles sont présentées aux figures 12 à 15. Puisque ces roches intrusives sont peu ou pas affectées par la migmatitisation et que l’altération n’est que locale, des diagrammes d’éléments majeurs ont été utilisés pour illustrer les variations géochimiques de ces unités. Un seul échantillon très altéré est inclus dans ces diagrammes et est identifié par un contour tireté.

La géochimie de la Suite de Soisson est traitée plus en détail dans le projet de fin d’études réalisé par Fleury (en préparation) portant sur la pétrographie, la géochimie et la métallogénie de cette suite.

Suite de Lhande (pPlnd)

Le diagramme de classification TAS (Total Alkali Silica) démontre que la Suite de Lhande est composée de roches mafiques à intermédiaires et, plus rarement, de roches felsiques et ultramafiques (figure 12a; pPlnd1, dix analyses; pPlnd2a, six analyses; pPlnd2b, six analyses). Les roches felsiques et intermédiaires de l’unité pPlnd3 n’ont pas été analysées. Les roches intermédiaires d’aspect moucheté de l’unité pPlnd1 sont, en général, plus riches en éléments alcalins que les leucogabbros et gabbronorites de l’unité pPlnd2. Leur enrichissement caractéristique en potassium est aussi souligné à la figure 12d. L’unité pPlnd2 se subdivise en deux sous-unités : une sous-unité mafique leucocrate (pPlnd2a) et une sous-unité mafique mélanocrate à ultramafique (pPlnd2b). Les roches de la sous-unité pPlnd2a se distinguent de celles de la sous-unité pPlnd2b par des valeurs relativement moindres en Mg et plus élevées en Al (figure 12b). La sous-unité pPlnd2b est également la plus pauvre en K et celle qui montre la plus grande variation en Mg parmi les unités de la Suite de Lhande. Toutes ces caractéristiques soulignent la différenciation plus importante de la sous-unité pPlnd1, ainsi que la présence possible de cumulats dans la sous-unité pPlnd2b, laquelle serait associée à un enrichissement en minéraux ferromagnésiens comme le démontre la figure 12c. Les profils des ETR et multiéléments des échantillons mafiques leucocrates (pPlnd2a) et intermédiaires (pPlnd1) de la Suite de Lhande montrent un fractionnement des ETR légers (figure 13). Ces roches exhibent également de faibles anomalies négatives en Nb-Ta, Zr-Hf et Ti. Les anomalies négatives en Th (figure 13b) semblent indiquer l’absence de contamination crustale importante.

Suite de Ralleau (ApPral)

La Suite de Ralleau est présente sous la forme de lambeaux allongés selon le grain tectonique régional. Elle comprend trois unités : les gabbros et diorites de l’unité ApPral1 (18 analyses); les pyroxénites amphibolitisées de l’unité ApPral2 (une analyse) et les amphibolites rubanées et métavolcanoclastites de l’unité ApPral3 (trois analyses). Selon la classification TAS (figure 12a), les intrusions faisant partie de cette suite sont de composition relativement homogène, variant de gabbro à diorite, à l’exception d’un échantillon situé à la limite des roches mafiques et ultramafiques. Le diagramme ternaire de Jensen (1976) démontre l’affinité tholéiitique des échantillons de la Suite de Ralleau, ainsi que la présence de trois échantillons plus riches en magnésium. Les profils d’éléments en traces (figure 14) et le diagramme de classification de Ross et Bédard (2009; figure 15) indiquent également une affinité tholéiitique, rarement calco-alcaline, ce que confirment les profils des ETR peu pentés et les faibles rapports Th/Yb. Des anomalies négatives en Nb-Ta et en Ti sont couramment observées.

Suite de Soisson (mPsoi)

Une intrusion associée à la Suite de Soisson a été reconnue dans le secteur nord-est de la région cartographiée. Huit échantillons des différents faciès intrusifs et un échantillon du faciès d’altération de bordure ont été prélevés afin d’en déterminer les caractéristiques géochimiques. L’intrusion est formée de trois faciès principaux constitués de monzodiorite entourée de norite et de leucogabbronorite quartzifère. Ces observations de terrain sont confirmées par l’étalement des analyses dans le diagramme TAS qui indiquent des compositions variant de diorite-gabbro à granite (figure 12a). Un enrichissement en potassium est noté dans les phases plus siliceuses de l’intrusion. Les profils des ETR et multiéléments montrent un léger enrichissement en ETR légers, ainsi que de fortes anomalies négatives en Nb-Ta et en Ti. Une altération potassique et siliceuse affecte les roches localisées en bordure de l’intrusion. Cet effet est bien visible chez l’échantillon altéré représenté en tireté sur les figures 12 et 13. Cet échantillon se signale également par un appauvrissement en ETR légers, démontrant une mobilisation de ces éléments lors des processus d’altération.

Roches intrusives felsiques à intermédiaires

Les 132 échantillons de roches intrusives felsiques analysées sont traités en deux groupes composés des roches archéennes gneissiques et des intrusions paléoprotérozoïques.

Roches archéennes gneissiques

Les roches archéennes gneissiques comprennent le socle remobilisé de la Zone noyau (les gneiss tonalitiques du Complexe d’Ungava, les monzonite quartzifère, granite et syénite de la Suite de Saffray), ainsi que les écailles tectoniques présentes dans la Zone de Rachel-Laporte (complexes de Boullé, de Horseshoe, de Wheeler et de Giton). Les 66 analyses géochimiques de ces unités sont présentées aux figures 16 et 17.

Dans la Zone noyau, les roches de l’unité ApPung2 (huit analyses) sont de composition tonalitique et sont caractérisées par une affinité calco-alcaline à calcique. Les unités de la Suite de Saffray (ApPsaf1, seize analyses; ApPsaf2, sept analyses; ApPsaf3, trois analyses) varient d’une composition granodioritique à granitique. Sur les diagrammes des ETR et multiéléments (figure 17), ces unités présentent des profils typiques des roches felsiques évoluées de la croûte continentale caractérisés par des anomalies négatives en Nb-Ta et en Ti, ainsi que des anomalies positives en Zr-Hf d’amplitudes variées.

Dans la Zone Rachel-Laporte, les complexes gneissiques varient considérablement en composition. Le Complexe de Wheeler comprend une unité de composition tonalitique à trondhjémitique (ApPwel3, 18 analyses) et une unité granitique (ApPwel4, cinq analyses) qui se distinguent de la première par un contenu en potassium plus élevé et son affinité calco-alcaline (figure 16). Les profils des ETR et multiéléments de ce complexe s’apparentent à ceux du Complexe d’Ungava, à l’exception de quelques échantillons de l’unité granitique qui sont plus enrichis en ETR (figure 17). Les échantillons du Complexe de Horseshoe (ApPhrs; sept analyses) sont pour la plupart de composition intermédiaire (seulement une analyse comprend plus de 20 % de quartz normatif) et possèdent un contenu en potassium variable (figure 16b). Seulement deux échantillons du Complexe de Boullé (ApPbue) ont été analysés étant donné la faible exposition de cette unité dans le secteur. Ces analyses mettent en évidence les variations du contenu en quartz dans ce complexe, ainsi que des concentrations en potassium élevées (figure 16).

Intrusions paléoprotérozoïques

Les intrusions paléoprotérozoïques présentes dans la région du lac Jeannin comprennent les suites de Champdoré, de Winnie, d’Aveneau et de Dancelou, pour lesquelles 66 analyses de roches totales ont été effectuées. La géochimie de ces échantillons est présentée aux figures 16 et 18 à 20.

La Suite de Champdoré (pPchm) comprend des roches felsiques à intermédiaires de composition granodioritique à granitique et d’affinité calco-alcaline à alcaline-calcique (figures 16a et 16b). L’unité pPchm2 (quatre analyses) est de composition granitique, riche en potassium et d’affinité calco-alcaline. Les profils des ETR et multiéléments (figure 18) de l’unité principale de granodiorite (pPchm1, douze analyses et pPchm1a, cinq analyses) montrent un faible fractionnement en terres rares légères et une absence ou de très faibles anomalies en Eu, indiquant l’absence de cristallisation importante de plagioclase.

Les diatexites de la Suite de Winnie (pPwii1 et pPwii1a, neuf analyses; pPwii2, deux analyses) contiennent en général moins de 68 % poids SiO2 et des concentrations en potassium moyennes à élevées (figure 16b). Les profils de terres rares et multiéléments montrent un léger enrichissement en ETR légers (figure 18). Les rapports La/YbN très variables (rapports variant de 16 à 179) reflètent peut-être l’abondance variable du grenat dans le résidu de fusion. En effet, si une proportion importante du grenat est compris dans le résidu, le mobilisat résultant du processus de fusion partielle sera appauvri en ETR lourds. Ces migmatites ont une composition qui chevauche la limite des champs des roches métalumineuses et peralumineuses, avec une faible majorité dans le champ peralumineux, ce qui appuie l’hypothèse d’une origine métasédimentaire pour les protolites de cette suite (figure 20c).

Les produits d’anatexie de la Suite d’Aveneau (pPavn1, neuf analyses; pPavn1a, neuf analyses) ont une composition moyenne tonalitique et montrent une affinité calcique (figure 16). La signature géochimique de cette unité est variable. Les profils des terres rares sont caractérisés par un fractionnement net des ETR légers, variant de 10 à 1000 fois la valeur des chondrites, ainsi que par des anomalies légèrement négatives à fortement positives en Eu (figure 19). Les anomalies positives en Eu, particulièrement évidentes dans le cas de l’unité pPavn1, semblent indiquer une accumulation de plagioclase. Tous les échantillons sont caractérisés par une anomalie négative prononcée en Nb-Ta et des valeurs généralement élevées en Th (figure 19). Les granitoïdes de la Suite d’Aveneau sont peralumineux (figure 20c), mais ne contiennent pas d’aluminosilicate, alors que le grenat n’est reconnu que localement.

La Suite de Dancelou (pPdac2, cinq analyses; pPdac3, quatorze analyses) est formée de roches granitiques de composition homogène, riches en potassium et d’affinité alcaline-calcique à alcaline (figure 16). Les granites roses leucocrates (pPdac2) et les pegmatites (pPdac3) sont variablement enrichis en ETR légers (10 à 300 fois les valeurs des chondrites) et montrent localement des enrichissements ou des profils plats en ETR lourds (figure 19). L’ensemble des échantillons montre de fortes anomalies négatives en Ti et en Nb-Ta, lesquelles sont possiblement héritées de la source magmatique.

Les diagrammes discriminants des environnements géotectoniques (figures 20a et 20b) indiquent que la plupart des échantillons provenant des unités intrusives felsiques à intermédiaires paléoprotérozoïques se trouvent dans le champ des granites d’arc volcanique. Dans le cas des suites de Winnie, d’Aveneau et de Dancelou, l’association avec cet environnement tectonique semble peu probable. Pearce et al. (1984) mentionnent que la dilution par accumulation de cristaux de plagioclase peut entraîner une translation des analyses de granites intraplaques et de ride océanique vers le champ des granites d’arc volcanique. De plus, Twist et Harmer (1987) ont démontré que les variations du contenu en éléments en traces dans les granitoïdes sont aussi bien tributaires de la composition chimique de la source magmatique que de l’environnement tectonique. Ainsi, pour ces suites que l’on a interprétées comme le résultat d’un processus de fusion partielle associé à un épaississement de la croûte, les variations des concentrations en Rb et Y+Nb pourraient indiquer l’existence de plusieurs sources combinée à l’action de divers processus magmatiques ou de migmatitisation au lieu de représenter la signature d’un ou de plusieurs environnements particuliers de mise en place. En ce qui a trait à la Suite de Champdoré, les roches d’affinité calco-alcaline à alcaline-calcique associées à un magma magnésien (sans enrichissement en Fe) possèdent une signature d’environnement d’arc volcanique, comme cela a déjà été proposé pour le Batholithe de De Pas présent à l’est du secteur d’étude (Dunphy et Skulski, 1996; Martelain et al., 1998).

MÉTAMORPHISME

Le SEPC a été interprété par Wardle et al. (2002) comme un bloc crustal (la Zone noyau) agrégé aux cratons Nord-Atlantique et du Supérieur à la suite de deux épisodes de collision continentale correspondant à l’Orogenèse des Torngat, à l’est (1,87 à 1,82 Ga), et à l’Orogenèse du Nouveau-Québec, à l’ouest (1,82 à 1,77 Ga). Cette interprétation implique que les signatures métamorphiques associées à ces deux orogenèses soient distinctes et limitées aux ceintures orogéniques. Charette (2016) propose plutôt que le métamorphisme résultant de l’Orogenèse des Torngat a engendré des conditions anatectiques dans la Zone noyau à partir de la période 1890 à 1880 Ma. L’Orogène des Torngat et la partie est de la Zone noyau représenteraient donc, selon cet auteur, une section de la croûte moyenne d’un orogène ayant été maintenue à des conditions de fusion partielle pendant une période de 20 à 60 Ma. Cette interprétation est étayée par des résultats de thermobarométrie, de modélisation d’équilibre de phases (pseudosection) et de géochronologie. Il est donc possible que l’ensemble du SEPC constitue un large orogène exposant des niveaux crustaux de plus en plus profonds vers l’est. Toutefois, une étude tectonométamorphique touchant le secteur ouest de la Zone noyau et l’Orogène du Nouveau-Québec est nécessaire afin de confirmer ou d’infirmer l’influence de l’Orogenèse des Torngat sur le métamorphisme du secteur.

La région cartographiée se caractérise par une intensification du métamorphisme vers l’est indiquée par l’évolution des assemblages métamorphiques et par l’apparition d’un vaste domaine affecté par la fusion partielle (conditions suprasolidus) à l’est de la Faille du Lac Turcotte (figure 4). Ce gradient métamorphique a également été mis en évidence au nord du secteur d’intérêt par Fahrig (1962), Gélinas (1965), Clark (1978, 1980), Dimroth et Dressler (1978), Fraser et al. (1978), Moorhead et Hynes (1986), Perreault et al. (1987), Poirier (1989) et, plus récemment, par Simard et al. (2013) et Lafrance et al. (2014). Dans la Zone de Rachel-Laporte, les lithologies sont caractérisées par des assemblages minéraux du faciès des amphibolites et des évidences locales de fusion partielle. Dans la Zone noyau, en revanche, les roches sont principalement métamorphisées au faciès supérieur des amphibolites, localement à celui des granulites, et montrent systématiquement des structures et des microstructures indiquant une fusion partielle. Les observations en lames minces des échantillons collectés dans la région du lac Jeannin démontrent que les roches de la Suite d’Akiasirviup, localisées à la limite ouest de la Zone noyau, sont caractérisées par une plus faible proportion de mobilisat et des conditions métamorphiques maximales ne dépassant pas celles associées à la réaction de déshydratation de la muscovite. Les roches de la Zone noyau situées plus à l’est, quant à elles, ont connu des conditions plus élevées entrainant la fusion partielle par la déshydratation de la biotite. En fonction de ces observations, la limite est de la Suite d’Akiasirviup (figure 4) marque l’isograde de la disparition de la muscovite prograde (isograde MV-).

Cette section a été rédigée en collaboration avec Antoine Godet qui effectue un projet de doctorat portant sur l’évolution tectonométamorphique du SEPC (Godet et al., en préparation). Le métamorphisme de la Zone de Rachel-Laporte a aussi fait l’objet d’un projet de fin d’études réalisé par Marc-Antoine Vanier (2016).

Zone de Rachel-Laporte

Le contact entre la Fosse du Labrador et la Zone de Rachel-Laporte, bien qu’affleurant peu dans la région cartographiée, est caractérisé par la présence de schistes à séricite, chlorite, carbonates et amphiboles montrant une fabrique planaire fortement développée. Cette limite marque une augmentation du degré de métamorphisme qui atteint le faciès des amphibolites vers l’est.

Dans le secteur d’intérêt, la Zone de Rachel-Laporte inclut de grandes séquences métasédimentaires formées en majeure partie de métawackes et méta-arénites homogènes (pPfru1b) comprenant l’assemblage BO-MV-QZ-PG-OP-AP ± FK ± GR ± TL, auquel s’ajoute communément de l’épidote, de la chlorite et de la séricite rétrogrades. Dans ces lithologies, les micas soulignent la ou les foliations et le grenat est, de façon générale, présent en petits cristaux syncinématiques (1 à 5 mm). Typiquement, les cristaux de grenat montrent une foliation interne oblique par rapport à la foliation externe, témoignant dans certains cas d’une rotation syncinématique. Ils présentent également une bordure dépourvue d’inclusion possiblement associée à une seconde génération de grenat de plus haut grade métamorphique sans inclusion passive (figure 21). Dans plusieurs échantillons, les cristaux de grenat sont idiomorphes et semblent se développer au détriment des feuillets de chlorite et de muscovite, reflétant possiblement la réaction prograde ayant produit le grenat (photo). Dans les paraschistes de la Suite de Freneuse (pPfru1a), le grenat est généralement en équilibre textural avec la staurotide et/ou un aluminosilicate, lesquels sont interprétés comme syncinématiques à tardicinématiques. Dans les neuf échantillons de cette sous-unité examinés en lames minces, on rapporte la présence de kyanite et de sillimanite, mais jamais ensemble dans le même échantillon. En comparaison des échantillons métasédimentaires de la Zone noyau, les échantillons de métawacke et de méta-arénite de la Suite de Freneuse (pPfru1b) montrent couramment des indices de rétrogradation. Ainsi, la chlorite en feuillets et en rosettes remplace la biotite, le grenat et la staurotide.

Les microstructures de certains échantillons de la Zone de Rachel-Laporte semblent indiquer que les conditions métamorphiques ou la composition des protolites ont localement permis la fusion partielle par déshydratation de la muscovite. On observe de grands cristaux squelettiques de muscovite à l’apparence de porphyroclastes qui sont disposés en général de manière légèrement oblique par rapport à la foliation principale et auxquels sont associés des films de quartz.

Les amphibolites, les métabasaltes et les métagabbros de la Zone de Rachel-Laporte sont formés de l’assemblage HB+QZ+PG+CL+OP ± BO ± GR ± EP ± CC. Ces lithologies sont communément affectées par une forte foliation minérale marquée par l’alignement des cristaux d’amphibole et des paillettes de biotite quand celle-ci est présente. La granulométrie de ces roches varie de faible à moyenne, mais reste homogène pour un même échantillon. Certaines lames minces révèlent une matrice équigranulaire à microstructure granoblastique. Deux générations d’amphibole sont parfois reconnues avec une première génération définissant la fabrique planaire et une seconde caractérisée par des cristaux porphyroblastiques plus grossiers non affectés par la foliation. Lorsque présent, le grenat est fréquemment tardicinématique à post-cinématique (figure 21).

Dans le secteur de la Zone de Rachel-Laporte caractérisé par une perturbation du grain structural E-W (sous-domaine structural 1c, figure 22), les roches de la Suite de Préville (pPprv) se distinguent par la présence de divers types de porphyroblastes syncinématiques à post-cinématiques. Lorsque présents, les porphyroblastes de grenat sont idiomorphes et forment des intercroissances avec les amphiboles aciculaires couramment radiées. Au sein des roches calcosilicatées mafiques, deux générations d’amphiboles sont observées; la seconde, plus tardive, est formée d’amphiboles pœciloblastiques post-cinématiques analogues à celles observées dans les amphibolites de la Suite de Klein. Les gneiss carbonatés de la Suite de Préville (pPprv1) contiennent localement des assemblages minéralogiques inhabituels, tels que AM-SU-KN-BO-MV-GR, ce qui pourrait indiquer que la composition des protolites a possiblement été modifiée par des processus d’altération prémétamorphiques ou synmétamorphiques.

Zone noyau

L’histoire métamorphique de la Zone noyau est marquée par un épisode important de fusion partielle (conditions suprasolidus) au Paléoprotérozoïque. Deux zones de ce vaste terrain migmatitisé se distinguent dans la région du lac Jeannin, soit la zone formée par la Suite d’Akiasirviup (pPaki) à l’ouest et la partie non subdivisée de la Zone noyau à l’est. L’étude pétrographique des échantillons de métasédiments de ces deux domaines a mis en évidence un degré de fusion partielle plus faible dans la partie ouest de la Zone noyau.

Au sein de la Suite d’Akiasirviup, les métasédiments sont caractérisés par une granulométrie fine et homogène, une microstructure granoblastique bien développée et une foliation distincte (discrete) ou de crénulation marquée par de larges feuillets de biotite et de muscovite. L’assemblage métamorphique des métasédiments de cette suite est composé de BO-MV-QZ-PG ± FK ± EP ± CL ± GR ± SM ± CB. Le grenat n’est observé que dans certains niveaux de la séquence métasédimentaire. La matrice des échantillons examinés en lames minces inclut en général des feuillets squelettiques de muscovite bordés par des plages irrégulières et des films de quartz ou de feldspaths. Ces microstructures sont interprétées comme des pseudomorphes de liquide anatectique produit par la réaction de fusion associée à la déshydratation de la muscovite (1re génération; photo). Il semble donc que la zone formée par la Suite d’Akiasirviup ait atteint les conditions de métamorphisme permettant la déshydratation de la muscovite, sans toutefois que cette réaction soit complète, préservant ainsi des cristaux de muscovite prograde. La muscovite est aussi présente sous la forme de grands feuillets idiomorphes marquant la foliation. En raison des différences d’habitus et de relation par rapport à la déformation, ces cristaux de muscovite de 2e génération sont interprétés comme syncinématiques et rétrogrades. Localement, une troisième génération de muscovite post-cinématique se superpose à la foliation.

Plus à l’est, les métasédiments de la Zone noyau présentent de manière générale l’assemblage QZ+PG+BO+AP+OP ± FK ± GR ± MV ±SM ± HB ± CL ± CC ± SR. Ces lithologies sont caractérisées par des microstructures démontrant une fusion partielle incluant : 1) des films de quartz ou de feldspaths monocristallins en bordure des différentes phases et autour de la muscovite ou de la biotite squelettiques; 2) des grenats qui présentent des inclusions de quartz ou de feldspaths dont la forme est dictée par le réseau cristallin de la phase hôte (photo); 3) une granulométrie hétérogène; 4) des leucosomes de composition quartzofeldspathique couramment associés à des lisérés mafiques (selvage); et 5) des schlierens de phyllosilicates dans certains cas. Pour la plupart des échantillons examinés en lames minces, le grenat est précinématique à syncinématique (figure 21) et la muscovite prograde n’est pas préservée. La muscovite forme plutôt des feuillets idiomorphes parallèles à la foliation, ce qui pourrait indiquer une cristallisation syncinématique rétrograde. La biotite est squelettique, associée à des pseudomorphes de liquide anatectique et se trouve parfois en inclusion dans les grenats péritectiques (c.-à-d. produits lors de réactions de fusion partielle), indiquant que les conditions correspondant à la réaction de fusion par déshydratation de la biotite ont été atteintes (photo). Les cristaux squelettiques de biotite sont localement associés à de la sillimanite prismatique ou fibreuse (fibrolite). La présence occasionnelle de muscovite squelettique (prograde) et de cristaux plus grossiers de muscovite tabulaire qui coupent la foliation (rétrograde) indique l’existence de deux générations de muscovite. La première génération constitue vraisemblablement les restes de la réaction de déshydratation de la muscovite prograde, alors que la seconde représente une muscovite rétrograde. Lorsque des cristaux de muscovite prograde sont présents, ils sont généralement associés à des pseudomorphes de liquide anatectique et des symplectites de sillimanite et de feldspath potassique. La préservation très locale de la muscovite prograde et les évidences de fusion partielle par déshydratation de la biotite démontrent que les conditions métamorphiques atteintes dans la partie est de la Zone noyau sont plus élevées que celles observées dans la Suite d’Akiasirviup. Cette conclusion est aussi étayée par les structures de fusion partielle plus communes dans les lithologies mafiques de la Suite de Ralleau (partie est de la Zone noyau) que dans celles de la Suite de Curot, laquelle est associée aux métasédiments de la Suite d’Akiasirviup.

Interprétation régionale

Les caractéristiques métamorphiques macroscopiques et microscopiques des lithologies du secteur cartographié indiquent une augmentation du gradient métamorphique de l’ouest vers l’est, ainsi que des relations chronologiques différentes entre le pic métamorphique et la déformation. La limite ouest de la Zone noyau, correspondant à la Faille du Lac Turcotte (figure 4), marque la frontière du domaine caractérisé par une fusion partielle importante. De surcroît, l’augmentation de la proportion de leucosome, la présence de structures de fluage ainsi que la disparition de la muscovite prograde des métasédiments de la Zone noyau indiquent une augmentation du degré de fusion partielle et des conditions métamorphiques vers l’est, atteignant les conditions de fusion partielle par déshydratation de la biotite. Dans le secteur cartographié, l’isograde de la muscovite prograde (isograde MV-) correspond à la limite est de la Suite d’Akiasirviup. Une situation analogue a été reconnue plus au nord, dans la région de Kuujjuaq, par Poirier (1989) qui fait correspondre l’isograde de disparition de la muscovite prograde avec la Faille du Lac Gabriel, laquelle coïncide selon les travaux de Simard et al. (2013) à la limite est de la Suite d’Akiasirviup. À la différence de la Zone noyau où les assemblages métamorphiques à l’équilibre sont syncinématiques, les roches de la Zone de Rachel-Laporte incluent communément des minéraux métamorphiques post-cinématiques qui coupent les structures planaires (p. ex. les feuillets de muscovite dans les métasédiments de la Suite de Freneuse et les amphiboles porphyroblastiques des suites de Klein et de Préville).

Les conditions métamorphiques du secteur cartographié ont été estimées par thermobarométrie multi-équilibre de phases (figure 22; Vanier, 2016). Des conditions interprétées comme rétrogrades ont été obtenues à partir de deux échantillons de métasédiments : 1) un échantillon de paraschiste à QZ-PG-MV-BO-SU-SM-IM indique des conditions de 6,5 ±2,2 kbar et 648 ±54 °C (échantillon 15-IL-3074-A); et 2) un échantillon de paragneiss à QZ-PG-MV-BO-GR-SU-SM-IM a permis de calculer des conditions de 7,2 ±2,2 kbar et 672 ±58 °C (échantillon 15-BC-6048-B). Les conditions P-T d’équilibre d’un troisième échantillon de paragneiss à grenat-ferrohornblende-grunérite (échantillon 15-BC-6062-A) ont été estimées grâce à divers géothermomètres et géobaromètres à 7,8 ±2,0 kbar et 562 ±50 °C (voir Vanier, 2016 pour plus de détails). Bien que ces estimations ne se distinguent pas en terme de pression, les températures obtenues semblent indiquer une augmentation des conditions métamorphiques vers l’est. Poirier (1989) a obtenu des conditions similaires pour la Zone de Rachel-Laporte dans le secteur de Kuujjuaq, soit de 7,0 à 7,5 kbar et 700 à 750 °C pour les assemblages de cœur (interprétées comme représentant le pic métamorphique) et de 6,3 kbar et 510 à 600 °C pour les assemblages de bordure (interprétées comme représentant le métamorphisme rétrograde). L’histoire métamorphique du secteur est encore mal connue puisqu’aucune étude reliant la pétrologie à la géochronologie n’a été effectuée dans l’Orogène du Nouveau-Québec et dans la portion ouest de la Zone noyau. Toutefois, Perreault et al. (1988) et Machado et al. (1988) rapportent que l’âge du métamorphisme au faciès des amphibolites et des granulites dans la Zone de Rachel-Laporte et la Zone noyau est de 1830 ±2 Ma. De plus, les premiers auteurs ont rapporté des âges de sphènes et de monazites à 1790 à 1770 Ma.

GÉOLOGIE STRUCTURALE

Le SEPC est un terrain polycyclique dont le portrait structural a été influencé par la collision de trois blocs archéens durant le Paléoprotérozoïque (Wardle et al., 2002; Corrigan et al., 2009). Au cours de l’Orogenèse des Torngat (1,87 à 1,82 Ga), en réponse à la collision oblique entre le Craton Nord-Atlantique et la Zone noyau, la croûte épaissie a développé une structure transpressive en fleur à double vergence caractérisée par un axe central subvertical (Wardle et al., 2002). Le long de cet axe, de grandes zones de cisaillement, telles que la Zone de cisaillement d’Abloviak à mouvement senestre, ont disséqué les unités granulitiques des Torngat. Ces structures reflètent le régime transpressif actif lors de la collision.

Subséquemment, la collision oblique entre la Zone noyau et le Craton du Supérieur lors de l’Orogenèse du Nouveau-Québec (1,82 à 1,77 Ga) a produit des structures en duplex, entraînant l’enfouissement et le métamorphisme au faciès des schistes verts à amphibolites des séquences volcano-sédimentaires de la Fosse du Labrador. Cette ceinture orogénique contraste grandement du point de vue du style de déformation et du degré de métamorphisme avec les unités granulitiques déformées à haute température de l’Orogène des Torngat. Entre ces deux structures qui témoignent de collisions continentales, la Zone noyau est disséquée par de grandes zones de cisaillement NNW-SSE à N-S à mouvement dominant dextre, telles que les zones de cisaillement de la Rivière George et du Lac Tudor. À l’approche de l’Orogène des Torngat, on reconnaît des zones de cisaillement NW-SE à mouvement senestre ou indéterminé (par exemple, les zones de cisaillement de la Rivière Falcoz et de Moonbase). À partir des résultats de modélisations numériques et de l’interprétation des levés sismiques, Ellis et Beaumont (1999) ont émis l’hypothèse que les structures de l’Orogène des Torngat auraient pu être réactivées lors de l’Orogenèse du Nouveau-Québec par l’entremise de la Zone noyau qui aurait alors agi comme un bloc peu compétent, comme le laisse croire le détachement du manteau lithosphérique sous-jacent (Hall et al., 1995). Selon cette hypothèse, la déformation pénétrante dans l’ensemble de la Zone noyau serait approximativement contemporaine de l’épisode de collision finale et d’exhumation des orogènes des Torngat et du Nouveau-Québec.

Les études géothermobarométriques et les levés géologiques détaillés montrent l’existence d’au moins trois événements tectoniques distincts d’âge protérozoïque (D1, D2 et D3) associés à l’Orogenèse des Torngat (Wardle et al., 2002 et références citées). La phase de déformation protérozoïque la plus ancienne, désignée D1, est à l’origine de la foliation S1 et de la ségrégation tectonométamorphique de la région. Cet épisode, daté à environ 1860 Ma (Ermanovics et Van Kranendonk, 1998), constitue la phase initiale de la collision du Craton Nord-Atlantique, de l’arc de Burwell et du prisme d’accrétion de Tasiuyak avec la Zone noyau (Wardle et al., 2002). Bien que les indices liés à cette phase de déformation aient été fortement oblitérés lors de la phase transpressive de l’orogenèse, on reconnaît encore quelques structures précoces associées au développement de la chaîne de montagnes des Torngat, notamment le rubanement gneissique, les plis isoclinaux P1, ainsi que la structure en fleur (Van Kranendonk, 1996; Wardle et al., 2002). La déformation D2 a repris et transposé les structures liées à la phase de déformation D1. Les zones de cisaillement senestres (Abloviak, Falcoz et Moonbase) sont associées à ce second épisode. Dans la zone axiale de l’orogène, la phase D2 a repris la foliation S1 pour former des plis droits à axes nord-sud subverticaux. La datation des intrusions syn-D2 et post-D2 indique que cette phase s’est déroulée entre 1845 et 1825 Ma (Bertrand et al., 1993). Enfin, la phase de déformation D3 correspond à l’exhumation et au refroidissement de l’Orogène des Torngat par l’entremise des failles subverticales, lesquelles se manifestent par des veines de pseudotachylite. Le développement de la Zone de cisaillement de Komaktorvik, à l’origine de la déflexion NW-SE de l’axe de l’orogène dans sa partie nord, est aussi associé à cette phase.

Dans l’Orogène du Nouveau-Québec, plusieurs auteurs ont également reconnu trois phases principales de déformation protérozoïques (D1, D2 et D3) qui s’inscrivent dans un processus de déformation continu distinct de celui associé à l’Orogenèse des Torngat (Moorhead, 1989; Perreault et Hynes, 1990; Poirier et al., 1990; Goulet, 1995). À ce stade, la corrélation entre les phases de déformation des deux orogènes n’est pas encore possible. Les phases D1 et D2 de l’Orogène du Nouveau-Québec seraient associées à la phase de compression résultant de la collision entre le Craton du Supérieur et la Zone noyau, alors que la phase D3 marquerait un coulissage tardif associé à cette même collision. La déformation D1 est reliée à des chevauchements à vergence généralement vers l’ouest résultant en un épaississement de la croûte au front orogénique par l’imbrication de grandes nappes (Goulet, 1995). Cette phase est à l’origine de la foliation régionale, des plis NW-SE couchés ou fortement déversés vers l’ouest et des failles de chevauchement qui affectent la partie ouest de la Zone noyau (Goulet, 1995; Simard et al., 2013; Lafrance et al., 2014). La déformation D2 est responsable de la formation des clivages de crénulation et des plis droits ouverts, communément orientés E-W, observés principalement dans les roches de la Fosse du Labrador (Goulet, 1995). Finalement, la déformation D3 se manifeste par un mouvement tardif en transpression dextre le long des failles de chevauchement, notamment les failles de Pingiajjulik, de Rachel et d’Olmstread, ainsi que dans la Zone noyau, comme dans le cas de la Zone de cisaillement du Lac Tudor (Clark et Wares, 2004; Clark et D’Amours, 2012). On attribue également à cette phase de déformation la formation de grands plis ouverts NW-SE à plongement vers le SE qui affectent les chevauchements de l’Orogène du Nouveau-Québec (Goulet, 1995; Simard et al., 2013).

Dans la région du lac Jeannin, les grandes structures NW-SE représentent le résultat de ces divers épisodes de collision oblique. À l’ouest, la région est caractérisée par de grandes structures NW-SE, incluant les failles du Lac Hérodier, du Lac Turcotte et du Lac Pingiajjulik (figure 23, coupe A-A’). Ces zones de faille sont généralement interprétées comme des structures résultant d’une transpression dextre (Clark et D’Amours, 2012; Simard et al., 2013). Elles sont localement influencées par des failles tardives, comme la Zone de cisaillement de la Rivière Wheeler. À l’est, la Zone noyau est traversée par de grandes zones de cisaillement NNW-SSE, telles que le système de cisaillement Marralik-Tudor à mouvement dextre (figure 23, coupe C-C’). Le centre de la région diffère du schéma général de la Zone noyau et présente des structures E-W à ENE-WSW associées aux failles du Lac Morel, du Lac Ninawawe et du Lac Serre (figure 23, coupe B-B’).

Analyse structurale

La région cartographiée est divisée en quatre domaines structuraux en fonction des grands domaines lithotectoniques et de l’orientation générale de la foliation principale (figure 24). Ces domaines mettent en évidence les différences en matière de style de déformation entre la Zone de Rachel-Laporte et la Zone noyau qui sont séparées l’une de l’autre par la Faille du Lac Turcotte. La Zone de Rachel-Laporte est caractérisée par des foliations bien définies, rectilignes et pénétrantes couramment associées à de forts clivages de crénulation. De son côté, la Zone noyau est dominée par des roches d’aspect gneissique présentant des structures migmatitiques dont l’orientation est parfois ondulante. Une particularité de la Zone noyau bien visible sur la carte aéromagnétique et mise en évidence par les mesures structurales est la présence de structures en dômes dans un domaine circonscrit par les failles du Lac Morel, du Lac Ninawawe et du Lac Serre. Au sein de la Zone noyau, la Zone de cisaillement de la Rivière Marralik dissèque les roches archéennes et paléoprotérozoïques. La Zone de cisaillement du Lac Tudor est localisée à la limite est de la région cartographiée et correspond au contact avec les roches intrusives du Batholithe de De Pas.

Le domaine 1 correspond à la Zone de Rachel-Laporte. Il est bordé à l’ouest par la Faille du Lac Hérodier, qui constitue la limite de la Fosse du Labrador, et à l’est par la Faille du Lac Turcotte, qui marque la transition généralement nette, mais parfois progressive, vers les roches migmatitiques métamorphisées au faciès supérieur des amphibolites de la Zone noyau. Sept sous-domaines (1a à 1g) ont été reconnus dans le domaine 1. Trois de ces sous-domaines forment des écailles tectoniques : le sous-domaine 1d correspond au Complexe de Boullé (ApPbou), le sous-domaine 1e au Complexe de Wheeler (ApPwel) et le sous-domaine 1f au Complexe de Giton (ApPgit). On observe aussi un sous-domaine discordant par rapport au grain tectonique régional caractérisé par la présence d’un dôme structural (sous-domaine 1c). La direction générale des foliations principales dans le sous-domaine 1a (plan moyen à 309°/44°) représente bien l’attitude générale des structures dans le domaine 1. La dispersion des pôles des plans de foliation indique toutefois des variations importantes du pendage, ainsi qu’une légère oscillation de la direction de la foliation régionale. Dans la partie est du domaine 1, les foliations principales plus fortement développées permettent de définir le sous-domaine 1b. Alors que la majeure partie du domaine 1 est caractérisée par une signature aéromagnétique relativement homogène (sous-domaine 1a), le sous-domaine 1b se distingue par la présence de nombreux linéaments magnétiques NW-SE bien définis (figure 5; plan moyen 320°/28° au nord, devenant 305°/52° au sud), reflétant l’influence de la Faille du Lac Turcotte sur le schéma structural de la partie est de la Zone de Rachel-Laporte. Dans les sous-domaines 1a et 1b, les foliations principales sont couramment affectées par des clivages de crénulation. L’orientation des clivages de crénulation est toutefois variable avec des valeurs centrées autour de 240° ou 340°, ce qui semble indiquer l’existence de plusieurs phases de déformation. Bien que ces structures puissent être associées aux phases D2 et D3 de l’Orogenèse du Nouveau-Québec, le faible nombre de mesures de crénulation ne permet pas de relier pour le moment ces structures à une phase de déformation particulière.

Le sous-domaine 1c, correspondant à l’écaille tectonique du Complexe de Wheeler, est caractérisé par une foliation régionale E-W perturbant le grain régional du domaine 1 et les chevauchements de la Fosse du Labrador. Ces structures sont interprétées comme un système de failles et de plis auquel est associé un dôme structural. Les plis sont organisés en une antiforme (désignée 1c-1 sur la figure 24) et une synforme (1c-2 sur la figure 24) coupées par une faille sur leur flanc commun. L’orientation des foliations dessinant la synforme 1c-2 et le motif aéromagnétique (figure 5) semblent indiquer la présence d’un pli isoclinal à charnière courbe. La trace axiale de ce pli possède une orientation d’environ 080° et l’axe de pli calculé à partir du plan π est orienté à 254°/08°. Une mesure structurale réalisée dans la partie ouest du pli indique un axe orienté à 085°/22°. Pour sa part, l’antiforme 1c-1 présente une trace axiale courbe dont l’orientation passe d’environ 225° à 135° et un axe de pli théorique variant de 290°/30° à 314°/12° d’ouest en est. Le cœur de cette antiforme expose les roches plissées du Complexe structural de Horseshoe (ApPhrs). Ces unités plus vieilles, en contact tectonique avec les séquences supracrustales de la Supersuite de Rachel-Laporte, se distinguent par une anomalie magnétique moyenne à forte qui souligne la présence d’un dôme au cœur du pli (figure 5).

Trois autres structures en dôme sont observées dans le secteur de la Zone de Rachel-Laporte couvert par ce levé. Ces structures sont délimitées par des failles de chevauchement décrochantes et sont interprétées comme des écailles tectoniques transportées sur les séquences volcano-sédimentaires de la Supersuite de Laporte et de la Fosse du Labrador. Dans le secteur nord, une première écaille associée au sous-domaine 1d comprend les roches du Complexe de Boullé (ApPbue). Les roches du Boullé sont plissées selon un axe NW-SE et exhibent de fortes linéations minérales (allongement des cristaux de feldspath potassique). Elles sont également coupées par des zones de cisaillement orientées approximativement 010°. La marge sud de cette structure est tronquée par une faille orientée à environ 065-070° (Zone de cisaillement de la Rivière Wheeler) qui s’exprime par une foliation intense ou un rubanement tectonique et une linéation d’étirement (tiges de quartz) à faible plongement vers l’ENE (environ 20° à 30°). Cette zone de cisaillement semble aussi affecter la Faille du Lac Turcotte, ce qui pourrait indiquer que ce mouvement en cisaillement est tardif.

Une seconde écaille de plus grande ampleur (environ 60 km d’extension maximale) formée par le Complexe de Wheeler (ApPWel) est rattachée au sous-domaine 1e. Au sein de ce complexe, les foliations tectonométamorphiques sont légèrement ondulantes et homoclinales, mais présentent une orientation moyenne (308°/53°) similaire à la foliation régionale mesurée dans le sous-domaine 1a. Les foliations dans les roches supracrustales des suites de Freneuse et de Klein qui bordent le Complexe de Wheeler sont plissées et suivent le contact avec cette unité. Elles sont localement affectées par des failles tardives orientées à environ 020° à 030°. Dimroth (1978) propose que ce dôme représentait un paléorelief au moment du dépôt de sédiments arkosiques (sédiments de rift) de la Formation de Milamar (pPmm). Clark (1986) interprète l’existence d’une faille de chevauchement sous le Complexe de Wheeler et les roches supracrustales des suites de Freneuse et de Klein. Une troisième écaille, formée du Complexe de Giton (ApPgit), est localisée dans la partie sud du secteur cartographié et est orientée selon l’axe général de la Zone de Rachel-Laporte (sous-domaine 1g).

Comme mentionné précédemment, le secteur du sous-domaine 1c et la bordure du sous-domaine 1e (Complexe de Wheeler) sont coupés par plusieurs zones de failles NE-SW d’apparence tardive associées possiblement à la phase de déformation D3 de l’Orogenèse du Nouveau-Québec. Ces structures tardives comprennent les failles affectant les chevauchements NW-SE (p. ex. la Zone de cisaillement de la Rivière Wheeler qui coupe la Faille du Lac Turcotte) et les plis E-W (p. ex. le secteur ouest de la synforme 1c-2 indiqué par un astérisque à la figure 24). Des plis NE-SW associés à ces failles replissent par endroits les plis NW-SE (p. ex. la charnière de l’antiforme 1c-1).

Le domaine 2 correspond à la partie nord de la région du lac Jeannin localisée entre la Faille du Lac Turcotte et une branche secondaire du système Marralik-Tudor. Entre ces deux structures régionales, les foliations très bien développées prennent parfois la forme d’un rubanement tectonique ou de petites zones de cisaillement parallèles aux failles bordant le domaine. Tel qu’illustré sur le stéréogramme des foliations principales de la partie nord du domaine 2 (figure 24), le pendage varie de très faible à subvertical avec un plan moyen orienté 317°/47°. Les foliations des secteurs sud et est du domaine sont toutefois réorientées selon un axe ENE-WSW (plan moyen : 271°/46°), reflétant l’influence de la Faille du Lac Morel qui représente la limite entre les domaines 2 et 3.

Le domaine 3, localisé entre la Faille du Lac Turcotte et le système de cisaillement Marralik-Tudor, est représentatif du schéma structural dominant de la Zone noyau caractérisé par des structures en dômes et bassins (figure 23, coupe B-B’).

Dans le secteur nord (sous-domaines 3a à 3d représentés en orange sur la figure 24), les structures en dôme sont circonscrites par des zones de cisaillement E-W (failles du Lac Morel, du Lac Ninawawe et du Lac Serre) qui forment des relais entre les failles régionales bordant le domaine. Sur la carte de la composante résiduelle du champ magnétique total (figure 5), ces structures forment des ellipses avec un axe long orienté NE-SW. Sur le terrain, les dômes présentent communément des bordures subverticales formées par la granodiorite gneissique du Complexe de Saffray (ApPsaf). Le cœur de ces structures est constitué de granite à grains grossiers à pegmatitiques de la Suite de Dancelou (pPdac). Ces roches sont foliées par endroits et présentent des linéations d’étirement (généralement des tiges de quartz) subhorizontales. Bien qu’à l’échelle de nos travaux il est difficile d’établir les relations entre les différentes phases de déformation, le schéma en dômes et bassins interprété à partie de la carte aéromagnétique semble être le résultat de l’interférence de deux épisodes de déformation (phases 2 et 3) qui reprennent la foliation préexistante (phase 1). La deuxième phase de déformation est associée à une foliation de plan axial et plisse les foliations de première génération, alors que la troisième phase, reliée à un phénomène de transpression, reprend les plis de deuxième génération et est responsable de la formation des foliations et des linéations de troisième génération.

Les pôles des foliations tectonométamorphiques (phase 1) du sous-domaine 3a définissent un grand cercle indiquant un axe de pli théorique de deuxième génération à 051°/07° subparallèle aux linéations minérales tectonométamorphiques associées à l’allongement des minéraux mafiques et des feldspaths ou aux tiges de quartz mesurées sur le terrain. De même, le sous-domaine 3b présente une structure plissée avec un plan axial moyen orienté 219°/68° et un axe de pli théorique à 020°/41°. La troisième génération de foliations tectonométamorphiques est caractérisée par un plan moyen orienté 321°/29° (sous-domaine 3a) à 300°/64° (sous-domaine 3b) et est associée à des linéations minérales tectonométamorphiques subhorizontales. Ces structures planaires et linéaires sont interprétées comme tardives, car le motif magnétique défini par les formes elliptiques est influencé par ces structures. L’orientation de cette troisième génération de foliations est similaire à celle des zones de failles et de cisaillement régionales, ainsi qu’à la foliation moyenne du domaine 2.

Étant donné la géométrie des structures E-W localisées entre deux zones de failles (Faille du Lac Turcotte et système de cisaillement Marralik-Tudor) présentant une composante de décrochement dextre, les observations de terrain et la disposition de ces structures en dôme étirées selon un axe NE-SW, le domaine 3 pourrait représenter soit une zone d’extension entre deux zones de cisaillement régionales, soit une zone affectée par des plis d’interférence résultant d’un processus de déformation continue et de la réorientation des objets au sein d’un système de cisaillement E-W. La présence d’intrusions paléoprotérozoïques au cœur de ces structures semble favoriser la première hypothèse. Ces structures en dôme pourraient donc s’expliquer par l’action des contraintes locales en extension qui aurait favorisé la mise en place de magma au sein des gneiss archéens et des migmatites paléoprotérozoïques, suivie par une déformation en cisaillement qui expliquerait la forme elliptique de ces intrusions.

Dans le secteur sud du domaine 3 (présenté en jaune à la figure 24), les structures en dômes sont orientées parallèlement aux zones de déformation régionales NNW-SSE à NW-SE. Par exemple, dans le sous-domaine 3g, les foliations tectonométamorphiques définissent des grands cercles indiquant des axes de plis théoriques à 123°/08°, 134°/16° et 343°/25°. À la différence des structures en dômes reconnues dans la partie nord du domaine 3, les cœurs des ellipses du sous-domaine 3g sont occupés par les granodiorites paléoprotérozoïques de la Suite de Champdoré (pPchm).

Le domaine 4 inclut les terrains touchés par les grandes structures de cisaillement NW-SE de la partie orientale du secteur d’étude, telles que les zones de cisaillement de la Rivière Marralik et du Lac Tudor. Dans ce domaine, les foliations représentent des structures rectilignes bien développées et localement associées à un phénomène de mylonitisation. L’influence des corridors de décrochement se manifeste par la verticalisation des foliations. En effet, bien que l’orientation des foliations tectonométamorphiques mesurées varie légèrement en direction, leur pendage est toujours abrupt, tant dans la partie nord que sud du domaine (plans moyens à 321°/72° et 306°/66° respectivement). Cette intensification de la déformation dans le domaine 4 est aussi perceptible sur la carte de la composante résiduelle du champ magnétique total qui montre à cet endroit une forte densité de linéaments rectilignes et rapprochés, particulièrement dans les secteurs exposant les lithologies de la Suite de Saffray (ApPsaf) (figure 5). Dans le secteur central, les zones de cisaillement E-W décrites dans le domaine 3 influencent les foliations subverticales du sous-domaine 4b et les réorientent selon un axe E-W

Les failles régionales

Les failles présentent dans la région cartographiée sont orientées parallèlement au grain structural régional NW-SE, à l’exception du secteur central qui est coupé par des structures E-W. À l’ouest, les failles sont associées aux chevauchements obliques produits lors de l’Orogenèse du Nouveau-Québec (Clark et Wares, 2004; Clark et D’Amours, 2012). À l’est, les zones de cisaillement dextres sont, de manière générale, associées au mouvement en transpression lié à cette orogenèse. On doit toutefois noter que l’âge absolu des zones de cisaillement de la Zone noyau est peu défini et que des mouvements en décrochement sont aussi associés à l’Orogenèse des Torngat. Il est donc encore difficile de déterminer à quelle phase de déformation sont associées ces zones de déformation. Pour leur part, les structures E-W sont interprétées comme synchrones aux zones de cisaillement dextres qui coupent la Zone noyau étant donné la relation cinématique entre ces zones de relais (possiblement en extension ou impliquant un plissement polyphasé comme expliqué plus haut) et les grandes zones de cisaillement NNW-SSE. 

Faille du Lac Hérodier (FLH) et du Lac Keato (FLK)

La Faille du Lac Hérodier (FLH; Clark et Wares, 2004) correspond à une série de failles en échelon à mouvement dextre associée à un régime en transpression (Clark et D’Amours, 2012). Clark et D’Amours (2012) mentionnent que des plis asymétriques en Z sont associés à cette faille et que ces zones de plissement ont agi comme des zones de transfert entre les différents segments de failles. La FLH marque la limite entre les roches du Supergroupe de Kaniapiskau, à l’ouest, et les roches de la Supersuite de Laporte, à l’est (figure 23). Cette faille sépare donc deux domaines lithotectoniques, soit la Fosse du Labrador et la Zone de Rachel-Laporte, tout comme la Faille du Lac Keato, au sud (Baragar, 1967; Frarey, 1967; Dimroth, 1978) et Faille de Point Reef, au nord (Goulet, 1995).

Le contact entre la Fosse du Labrador et la Zone de Rachel-Laporte n’a été reconnu que sur quelques sites lors de nos travaux de cartographie. À ces endroits, la proximité du contact est révélée par le développement d’une forte schistosité marquée par des plans riches en amphibole et en chlorite, et par l’intensification de la carbonatation des unités.

Faille du Lac Turcotte (FLT)

La Faille du Lac Turcotte (FLT; Poirier, 1989) marque la limite est de la Zone de Rachel-Laporte. Poirier (1989) mentionne la présence de zones mylonitiques le long de son tracé et considère qu’il s’agit d’une structure majeure associée à une phase de déformation précoce qui aurait été plissée lors d’une phase subséquente. Elle est interprétée comme la zone de contact où la Zone noyau chevauche la Zone de Rachel-Laporte (figure 24; Perreault et Hynes, 1990; Poirier et al., 1990).

Dans le secteur cartographié, cette faille est associée à des foliations tectonométamorphiques rectilignes avec un pendage faible à moyen (environ 30 à 60°). La FLT n’est plissée que dans le secteur du Complexe de Wheeler (ApPWel). À proximité de ce complexe, cette faille inverse marquant le contact entre la Zone de Rachel-Laporte et la Zone noyau est aussi disséquée par des failles de décrochement dextres orientées 020 à 030°. Ces zones de décrochement ont entraîné la verticalisation des structures planaires et semblent être associées à la mise en place du Complexe de Wheeler comme le laisse croire l’arrangement des failles qui entourent cette écaille tectonique sans toutefois l’affecter.

Zone de cisaillement de la Rivière Marralik (ZCRM)

La Zone de cisaillement de la Rivière Marralik (ZCRM) a été reconnue dans la région du lac Saffray (Lafrance et al., 2014), au nord du territoire cartographié, et constitue la possible extension vers le nord de la Zone de cisaillement du Lac Tudor. Cette hypothèse a été confirmée par les travaux de cartographie dans la région du lac Jeannin. Lafrance et al. (2014) associent cette zone de déformation à une réorientation du grain structural d’orientation E-W vers le SE, un phénomène bien visible sur la carte de la composante résiduelle du champ magnétique total dans le secteur du lac Saffray. Dans le secteur cartographié, le linéament magnétique NW-SE correspondant à la ZCRM rejoint la ZCLT et prend la direction NNW-SSE de cette zone de cisaillement.

Bien que peu affleurante dans la partie nord de la région du lac Saffray, la ZCRM est décrite comme une zone de déformation intense présentant des structures mylonitiques (Lafrance et al., 2014) (photo). Cependant, dans la région du lac Jeannin, la déformation est généralement plus diffuse et se manifeste par une réorientation des foliations dans l’axe du cisaillement et par le redressement des structures. On observe aussi localement des corridors de protomylonites d’épaisseur décimétrique à métrique. La présence de lithologies migmatitiques, typiques d’un environnement plus ductiles, à l’ouest de la ZCRM pourrait expliquer la faible focalisation de la déformation associée à la ZCRM dans le territoire cartographié. De plus, les relations de terrain démontrent que la déformation en cisaillement dans ce secteur est contemporaine de l’épisode de fusion partielle. Ainsi, les étapes initiales de fusion partielle antérieures au cisaillement ont amené la formation de grandes masses de granite d’anatexie boudinées et alignées dans le rubanement tectonique, ce qui illustre le contraste de compétence entre les produits de fusion déjà cristallisés et l’encaissant. La poursuite de ce processus durant le cisaillement est soulignée par la présence de rubans de leucosome rectilignes (non boudinés) parallèles au rubanement tectonique, ainsi que par l’injection de leucosome dans les espaces entre les boudins, démontrant la migration des liquides anatectiques vers les zones de plus faible pression. Finalement, des injections de granite massif leucocrate, interprété comme des produits évolués de fusion, coupent le rubanement tectonique.

Zone de cisaillement du Lac Tudor (ZCLT)

La Zone de cisaillement du lac Tudor (ZCLT) est une structure d’envergure régionale qui affecte la partie est de la région (figure 24). D’orientation N-S dans la partie sud du SEPC, elle s’incurve progressivement en direction NNW-SSE à NW-SE dans le secteur nord où elle rejoint la ZCRM (Lafrance et al., 2014). Elle a été décrite pour la première fois par Van der Leeden (1986) dans la région de la rivière George, au sud-est de la région d’étude (SNRC 23P), où elle affecte les roches archéennes et paléoprotérozoïques sur une largeur d’une vingtaine de kilomètres dans la partie est de la Zone de Rachel-Laporte (Van der Leeden et al., 1990). De manière générale, le système en cisaillement Marralik-Tudor constitue la limite ouest du Batholite de De Pas (Martelain, 1986; Van der Leeden et al., 1990; James et al., 1996; James et Dunning, 2000; Lafrance et al., 2014). Certains auteurs ont proposé que cette zone de cisaillement régionale représentait une structure ancienne séparant les segments crustaux détachés du Supérieur des blocs archéens exotiques de la Zone noyau (Girard, 1990; James et Dunning, 2000; Wardle et al., 2002).

La ZCLT est décrite comme une zone de mylonite hétérogène à mouvement latéral dextre présentant une composante de chevauchement vers l’ouest (Van der Leeden et al., 1990). Les corridors de déformation associés à la ZCLT sont caractérisés par des fabriques mylonitiques et des linéations d’étirement subhorizontales, lesquelles affectent aussi bien les unités gneissiques archéennes que les intrusions paléoprotérozoïques. Lafrance et al. (2016) indiquent que des dykes et des injections granitiques du Batholithe de De Pas (pPdep5) coupent la fabrique mylonitique de la ZCLT dans le secteur à l’est du territoire cartographié, ce qui indique que la déformation en cisaillement dans cette zone de déformation est antérieure à 1805 Ma.

Dans la région d’étude, la zone de cisaillement interprétée comme l’extension de la ZCLT n’est présente que dans le coin nord-est du feuillet SNRC 24B et dans le feuillet SNRC 24A04. Cette zone de cisaillement, marquée par un fort linéament magnétique, constitue un corridor kilométrique caractérisé par la réorientation et le redressement des foliations et des unités lithologiques, ainsi que par la présence locale de bandes de mylonite fortement recristallisées. Les caractéristiques structurales fortement contrastées des domaines structuraux 3 et 4 et le redressement du pendage des foliations entre les domaines structuraux 2 et 4 démontrent l’influence importante de la ZCLT. De façon générale, les fabriques planaires deviennent plus marquées et rectilignes à l’approche de cette structure malgré la présence de lithologies migmatitisées. On reconnaît toutefois des zones de protomylonite métriques à décamétriques montrant des rubans de quartz et des porphyroclastes avec des queues de recristallisation. Des plis isoclinaux serrés et des plis intrafoliaux sont aussi couramment observés. À l’instar de la région du lac Brisson plus à l’est (Lafrance et al., 2016), très peu de linéations d’étirement ont été mesurées dans la ZCLT.

Zone de cisaillement de la Rivière Wheeler (ZCRW)

La Zone de cisaillement de la Rivière Wheeler (ZCRW) désigne une nouvelle structure ENE-WSW bordant le flanc sud de l’écaille tectonique du Complexe de Boullé (ApPbue) et qui coupe la FLT. La chronologie relative entre ces failles a été déterminée à partir de la réorientation des foliations tectonométamorphiques NW-SE (subparallèles aux FLT et FLP) dans l’axe de la ZCRW, le développement d’un rubanement tectonique et d’une linéation d’étirement à l’approche de la structure et la présence d’un linéament observé sur la carte du gradient magnétique vertical qui coupe les structures régionales.

Les affleurements visités dans le secteur de la ZCRW montrent la forte déformation subie par les roches du Complexe de Boullé et des séquences volcano-sédimentaires environnantes. Cette déformation est associée à des foliations tectonométamorphiques à fort pendage orientées approximativement à 070°. L’étirement des minéraux et les linéations de crénulation observés localement présentent un faible plongement de 20° à 30°vers l’ENE. Le mouvement de la ZCRW n’a pu être déterminé sur le terrain, mais les plis d’entraînement observés sur la carte de la composante résiduelle du champ magnétique total (figure 5) semblent indiquer un mouvement apparent dextre. Le boudinage des rubans de leucosome préalablement plissés indique une déformation en compression puis en extension qui s’explique par la réorientation des objets selon l’axe du cisaillement lors d’un épisode de déformation en cisaillement.

Failles du Lac Morel (FLM), du Lac Ninawawe (FLN) et du Lac Serre (FLS)

Les failles du Lac Morel (FLM), du Lac Ninawawe (FLN) et du Lac Serre (FLS) sont des structures introduites ici afin de désigner les corridors de déformation d’orientation E-W à ENE-WSW reconnus dans le domaine 3 entre les grandes zones de cisaillement régionales NW-SE. Ces grandes structures délimitent une région caractérisée par un schéma structural en dômes et bassins.

Ces failles s’expriment sur le terrain par une foliation tectonométamorphique intense devenant par endroits un rubanement tectonique représenté par une alternance de fins rubans rectilignes ou anastomosés de minéraux mafiques (photo). Ces structures planaires bien développées sont parfois reprises par des plis isoclinaux serrés et des zones de cisaillement obliques produisant des plis d’entraînement. En général, les niveaux et les injections plus compétents, tels que les leucosomes cristallisés, sont boudinés. La présence de rubans de quartz et de porphyroclastes présentant des queues de recristallisation est commune dans les zones plus déformées. Dans la FLM, les linéations d’étirement WNW ou ESE sont à faible plongement (environ 20°). Les indicateurs cinématiques observés en affleurement ne permettent pas de déterminer avec certitude le mouvement de ces failles étant donné leur forme symétrique. Toutefois, l’analyse cinématique de la région semble indiquer un mouvement dextre.

GÉOLOGIE STRUCTURALE

Le SEPC est un terrain polycyclique dont le portrait structural a été influencé par la collision de trois blocs archéens durant le Paléoprotérozoïque (Wardle et al., 2002; Corrigan et al., 2009). Au cours de l’Orogenèse des Torngat (1,87 à 1,82 Ga), en réponse à la collision oblique entre le Craton Nord-Atlantique et la Zone noyau, la croûte épaissie a développé une structure transpressive en fleur à double vergence caractérisée par un axe central subvertical (Wardle et al., 2002). Le long de cet axe, de grandes zones de cisaillement, telles que la Zone de cisaillement d’Abloviak à mouvement senestre, ont disséqué les unités granulitiques des Torngat. Ces structures reflètent le régime transpressif actif lors de la collision.

Subséquemment, la collision oblique entre la Zone noyau et le Craton du Supérieur lors de l’Orogenèse du Nouveau-Québec (1,82 à 1,77 Ga) a produit des structures en duplex, entraînant l’enfouissement et le métamorphisme au faciès des schistes verts à amphibolites des séquences volcano-sédimentaires de la Fosse du Labrador. Cette ceinture orogénique contraste grandement du point de vue du style de déformation et du degré de métamorphisme avec les unités granulitiques déformées à haute température de l’Orogène des Torngat. Entre ces deux structures qui témoignent de collisions continentales, la Zone noyau est disséquée par de grandes zones de cisaillement NNW-SSE à N-S à mouvement dominant dextre, telles que les zones de cisaillement de la Rivière George et du Lac Tudor. À l’approche de l’Orogène des Torngat, on reconnaît des zones de cisaillement NW-SE à mouvement senestre ou indéterminé (par exemple, les zones de cisaillement de la Rivière Falcoz et de Moonbase). À partir des résultats de modélisations numériques et de l’interprétation des levés sismiques, Ellis et Beaumont (1999) ont émis l’hypothèse que les structures de l’Orogène des Torngat auraient pu être réactivées lors de l’Orogenèse du Nouveau-Québec par l’entremise de la Zone noyau qui aurait alors agi comme un bloc peu compétent, comme le laisse croire le détachement du manteau lithosphérique sous-jacent (Hall et al., 1995). Selon cette hypothèse, la déformation pénétrante dans l’ensemble de la Zone noyau serait approximativement contemporaine de l’épisode de collision finale et d’exhumation des orogènes des Torngat et du Nouveau-Québec.

Les études géothermobarométriques et les levés géologiques détaillés montrent l’existence d’au moins trois événements tectoniques distincts d’âge protérozoïque (D1, D2 et D3) associés à l’Orogenèse des Torngat (Wardle et al., 2002 et références citées). La phase de déformation protérozoïque la plus ancienne, désignée D1, est à l’origine de la foliation S1 et de la ségrégation tectonométamorphique de la région. Cet épisode, daté à environ 1860 Ma (Ermanovics et Van Kranendonk, 1998), constitue la phase initiale de la collision du Craton Nord-Atlantique, de l’arc de Burwell et du prisme d’accrétion de Tasiuyak avec la Zone noyau (Wardle et al., 2002). Bien que les indices liés à cette phase de déformation aient été fortement oblitérés lors de la phase transpressive de l’orogenèse, on reconnaît encore quelques structures précoces associées au développement de la chaîne de montagnes des Torngat, notamment le rubanement gneissique, les plis isoclinaux P1, ainsi que la structure en fleur (Van Kranendonk, 1996; Wardle et al., 2002). La déformation D2 a repris et transposé les structures liées à la phase de déformation D1. Les zones de cisaillement senestres (Abloviak, Falcoz et Moonbase) sont associées à ce second épisode. Dans la zone axiale de l’orogène, la phase D2 a repris la foliation S1 pour former des plis droits à axes nord-sud subverticaux. La datation des intrusions syn-D2 et post-D2 indique que cette phase s’est déroulée entre 1845 et 1825 Ma (Bertrand et al., 1993). Enfin, la phase de déformation D3 correspond à l’exhumation et au refroidissement de l’Orogène des Torngat par l’entremise des failles subverticales, lesquelles se manifestent par des veines de pseudotachylite. Le développement de la Zone de cisaillement de Komaktorvik, à l’origine de la déflexion NW-SE de l’axe de l’orogène dans sa partie nord, est aussi associé à cette phase.

Dans l’Orogène du Nouveau-Québec, plusieurs auteurs ont également reconnu trois phases principales de déformation protérozoïques (D1, D2 et D3) qui s’inscrivent dans un processus de déformation continu distinct de celui associé à l’Orogenèse des Torngat (Moorhead, 1989; Perreault et Hynes, 1990; Poirier et al., 1990; Goulet, 1995). À ce stade, la corrélation entre les phases de déformation des deux orogènes n’est pas encore possible. Les phases D1 et D2 de l’Orogène du Nouveau-Québec seraient associées à la phase de compression résultant de la collision entre le Craton du Supérieur et la Zone noyau, alors que la phase D3 marquerait un coulissage tardif associé à cette même collision. La déformation D1 est reliée à des chevauchements à vergence généralement vers l’ouest résultant en un épaississement de la croûte au front orogénique par l’imbrication de grandes nappes (Goulet, 1995). Cette phase est à l’origine de la foliation régionale, des plis NW-SE couchés ou fortement déversés vers l’ouest et des failles de chevauchement qui affectent la partie ouest de la Zone noyau (Goulet, 1995; Simard et al., 2013; Lafrance et al., 2014). La déformation D2 est responsable de la formation des clivages de crénulation et des plis droits ouverts, communément orientés E-W, observés principalement dans les roches de la Fosse du Labrador (Goulet, 1995). Finalement, la déformation D3 se manifeste par un mouvement tardif en transpression dextre le long des failles de chevauchement, notamment les failles de Pingiajjulik, de Rachel et d’Olmstread, ainsi que dans la Zone noyau, comme dans le cas de la Zone de cisaillement du Lac Tudor (Clark et Wares, 2004; Clark et D’Amours, 2012). On attribue également à cette phase de déformation la formation de grands plis ouverts NW-SE à plongement vers le SE qui affectent les chevauchements de l’Orogène du Nouveau-Québec (Goulet, 1995; Simard et al., 2013).

Dans la région du lac Jeannin, les grandes structures NW-SE représentent le résultat de ces divers épisodes de collision oblique. À l’ouest, la région est caractérisée par de grandes structures NW-SE, incluant les failles du Lac Hérodier, du Lac Turcotte et du Lac Pingiajjulik (figure 23, coupe A-A’). Ces zones de faille sont généralement interprétées comme des structures résultant d’une transpression dextre (Clark et D’Amours, 2012; Simard et al., 2013). Elles sont localement influencées par des failles tardives, comme la Zone de cisaillement de la Rivière Wheeler. À l’est, la Zone noyau est traversée par de grandes zones de cisaillement NNW-SSE, telles que le système de cisaillement Marralik-Tudor à mouvement dextre (figure 23, coupe C-C’). Le centre de la région diffère du schéma général de la Zone noyau et présente des structures E-W à ENE-WSW associées aux failles du Lac Morel, du Lac Ninawawe et du Lac Serre (figure 23, coupe B-B’).

Analyse structurale

La région cartographiée est divisée en quatre domaines structuraux en fonction des grands domaines lithotectoniques et de l’orientation générale de la foliation principale (figure 24). Ces domaines mettent en évidence les différences en matière de style de déformation entre la Zone de Rachel-Laporte et la Zone noyau qui sont séparées l’une de l’autre par la Faille du Lac Turcotte. La Zone de Rachel-Laporte est caractérisée par des foliations bien définies, rectilignes et pénétrantes couramment associées à de forts clivages de crénulation. De son côté, la Zone noyau est dominée par des roches d’aspect gneissique présentant des structures migmatitiques dont l’orientation est parfois ondulante. Une particularité de la Zone noyau bien visible sur la carte aéromagnétique et mise en évidence par les mesures structurales est la présence de structures en dômes dans un domaine circonscrit par les failles du Lac Morel, du Lac Ninawawe et du Lac Serre. Au sein de la Zone noyau, la Zone de cisaillement de la Rivière Marralik dissèque les roches archéennes et paléoprotérozoïques. La Zone de cisaillement du Lac Tudor est localisée à la limite est de la région cartographiée et correspond au contact avec les roches intrusives du Batholithe de De Pas.

Le domaine 1 correspond à la Zone de Rachel-Laporte. Il est bordé à l’ouest par la Faille du Lac Hérodier, qui constitue la limite de la Fosse du Labrador, et à l’est par la Faille du Lac Turcotte, qui marque la transition généralement nette, mais parfois progressive, vers les roches migmatitiques métamorphisées au faciès supérieur des amphibolites de la Zone noyau. Sept sous-domaines (1a à 1g) ont été reconnus dans le domaine 1. Trois de ces sous-domaines forment des écailles tectoniques : le sous-domaine 1d correspond au Complexe de Boullé (ApPbou), le sous-domaine 1e au Complexe de Wheeler (ApPwel) et le sous-domaine 1f au Complexe de Giton (ApPgit). On observe aussi un sous-domaine discordant par rapport au grain tectonique régional caractérisé par la présence d’un dôme structural (sous-domaine 1c). La direction générale des foliations principales dans le sous-domaine 1a (plan moyen à 309°/44°) représente bien l’attitude générale des structures dans le domaine 1. La dispersion des pôles des plans de foliation indique toutefois des variations importantes du pendage, ainsi qu’une légère oscillation de la direction de la foliation régionale. Dans la partie est du domaine 1, les foliations principales plus fortement développées permettent de définir le sous-domaine 1b. Alors que la majeure partie du domaine 1 est caractérisée par une signature aéromagnétique relativement homogène (sous-domaine 1a), le sous-domaine 1b se distingue par la présence de nombreux linéaments magnétiques NW-SE bien définis (figure 5; plan moyen 320°/28° au nord, devenant 305°/52° au sud), reflétant l’influence de la Faille du Lac Turcotte sur le schéma structural de la partie est de la Zone de Rachel-Laporte. Dans les sous-domaines 1a et 1b, les foliations principales sont couramment affectées par des clivages de crénulation. L’orientation des clivages de crénulation est toutefois variable avec des valeurs centrées autour de 240° ou 340°, ce qui semble indiquer l’existence de plusieurs phases de déformation. Bien que ces structures puissent être associées aux phases D2 et D3 de l’Orogenèse du Nouveau-Québec, le faible nombre de mesures de crénulation ne permet pas de relier pour le moment ces structures à une phase de déformation particulière.

Le sous-domaine 1c, correspondant à l’écaille tectonique du Complexe de Wheeler, est caractérisé par une foliation régionale E-W perturbant le grain régional du domaine 1 et les chevauchements de la Fosse du Labrador. Ces structures sont interprétées comme un système de failles et de plis auquel est associé un dôme structural. Les plis sont organisés en une antiforme (désignée 1c-1 sur la figure 24) et une synforme (1c-2 sur la figure 24) coupées par une faille sur leur flanc commun. L’orientation des foliations dessinant la synforme 1c-2 et le motif aéromagnétique (figure 5) semblent indiquer la présence d’un pli isoclinal à charnière courbe. La trace axiale de ce pli possède une orientation d’environ 080° et l’axe de pli calculé à partir du plan π est orienté à 254°/08°. Une mesure structurale réalisée dans la partie ouest du pli indique un axe orienté à 085°/22°. Pour sa part, l’antiforme 1c-1 présente une trace axiale courbe dont l’orientation passe d’environ 225° à 135° et un axe de pli théorique variant de 290°/30° à 314°/12° d’ouest en est. Le cœur de cette antiforme expose les roches plissées du Complexe structural de Horseshoe (ApPhrs). Ces unités plus vieilles, en contact tectonique avec les séquences supracrustales de la Supersuite de Rachel-Laporte, se distinguent par une anomalie magnétique moyenne à forte qui souligne la présence d’un dôme au cœur du pli (figure 5).

Trois autres structures en dôme sont observées dans le secteur de la Zone de Rachel-Laporte couvert par ce levé. Ces structures sont délimitées par des failles de chevauchement décrochantes et sont interprétées comme des écailles tectoniques transportées sur les séquences volcano-sédimentaires de la Supersuite de Laporte et de la Fosse du Labrador. Dans le secteur nord, une première écaille associée au sous-domaine 1d comprend les roches du Complexe de Boullé (ApPbue). Les roches du Boullé sont plissées selon un axe NW-SE et exhibent de fortes linéations minérales (allongement des cristaux de feldspath potassique). Elles sont également coupées par des zones de cisaillement orientées approximativement 010°. La marge sud de cette structure est tronquée par une faille orientée à environ 065-070° (Zone de cisaillement de la Rivière Wheeler) qui s’exprime par une foliation intense ou un rubanement tectonique et une linéation d’étirement (tiges de quartz) à faible plongement vers l’ENE (environ 20° à 30°). Cette zone de cisaillement semble aussi affecter la Faille du Lac Turcotte, ce qui pourrait indiquer que ce mouvement en cisaillement est tardif.

Une seconde écaille de plus grande ampleur (environ 60 km d’extension maximale) formée par le Complexe de Wheeler (ApPWel) est rattachée au sous-domaine 1e. Au sein de ce complexe, les foliations tectonométamorphiques sont légèrement ondulantes et homoclinales, mais présentent une orientation moyenne (308°/53°) similaire à la foliation régionale mesurée dans le sous-domaine 1a. Les foliations dans les roches supracrustales des suites de Freneuse et de Klein qui bordent le Complexe de Wheeler sont plissées et suivent le contact avec cette unité. Elles sont localement affectées par des failles tardives orientées à environ 020° à 030°. Dimroth (1978) propose que ce dôme représentait un paléorelief au moment du dépôt de sédiments arkosiques (sédiments de rift) de la Formation de Milamar (pPmm). Clark (1986) interprète l’existence d’une faille de chevauchement sous le Complexe de Wheeler et les roches supracrustales des suites de Freneuse et de Klein. Une troisième écaille, formée du Complexe de Giton (ApPgit), est localisée dans la partie sud du secteur cartographié et est orientée selon l’axe général de la Zone de Rachel-Laporte (sous-domaine 1g).

Comme mentionné précédemment, le secteur du sous-domaine 1c et la bordure du sous-domaine 1e (Complexe de Wheeler) sont coupés par plusieurs zones de failles NE-SW d’apparence tardive associées possiblement à la phase de déformation D3 de l’Orogenèse du Nouveau-Québec. Ces structures tardives comprennent les failles affectant les chevauchements NW-SE (p. ex. la Zone de cisaillement de la Rivière Wheeler qui coupe la Faille du Lac Turcotte) et les plis E-W (p. ex. le secteur ouest de la synforme 1c-2 indiqué par un astérisque à la figure 24). Des plis NE-SW associés à ces failles replissent par endroits les plis NW-SE (p. ex. la charnière de l’antiforme 1c-1).

Le domaine 2 correspond à la partie nord de la région du lac Jeannin localisée entre la Faille du Lac Turcotte et une branche secondaire du système Marralik-Tudor. Entre ces deux structures régionales, les foliations très bien développées prennent parfois la forme d’un rubanement tectonique ou de petites zones de cisaillement parallèles aux failles bordant le domaine. Tel qu’illustré sur le stéréogramme des foliations principales de la partie nord du domaine 2 (figure 24), le pendage varie de très faible à subvertical avec un plan moyen orienté 317°/47°. Les foliations des secteurs sud et est du domaine sont toutefois réorientées selon un axe ENE-WSW (plan moyen : 271°/46°), reflétant l’influence de la Faille du Lac Morel qui représente la limite entre les domaines 2 et 3.

Le domaine 3, localisé entre la Faille du Lac Turcotte et le système de cisaillement Marralik-Tudor, est représentatif du schéma structural dominant de la Zone noyau caractérisé par des structures en dômes et bassins (figure 23, coupe B-B’).

Dans le secteur nord (sous-domaines 3a à 3d représentés en orange sur la figure 24), les structures en dôme sont circonscrites par des zones de cisaillement E-W (failles du Lac Morel, du Lac Ninawawe et du Lac Serre) qui forment des relais entre les failles régionales bordant le domaine. Sur la carte de la composante résiduelle du champ magnétique total (figure 5), ces structures forment des ellipses avec un axe long orienté NE-SW. Sur le terrain, les dômes présentent communément des bordures subverticales formées par la granodiorite gneissique du Complexe de Saffray (ApPsaf). Le cœur de ces structures est constitué de granite à grains grossiers à pegmatitiques de la Suite de Dancelou (pPdac). Ces roches sont foliées par endroits et présentent des linéations d’étirement (généralement des tiges de quartz) subhorizontales. Bien qu’à l’échelle de nos travaux il est difficile d’établir les relations entre les différentes phases de déformation, le schéma en dômes et bassins interprété à partie de la carte aéromagnétique semble être le résultat de l’interférence de deux épisodes de déformation (phases 2 et 3) qui reprennent la foliation préexistante (phase 1). La deuxième phase de déformation est associée à une foliation de plan axial et plisse les foliations de première génération, alors que la troisième phase, reliée à un phénomène de transpression, reprend les plis de deuxième génération et est responsable de la formation des foliations et des linéations de troisième génération.

Les pôles des foliations tectonométamorphiques (phase 1) du sous-domaine 3a définissent un grand cercle indiquant un axe de pli théorique de deuxième génération à 051°/07° subparallèle aux linéations minérales tectonométamorphiques associées à l’allongement des minéraux mafiques et des feldspaths ou aux tiges de quartz mesurées sur le terrain. De même, le sous-domaine 3b présente une structure plissée avec un plan axial moyen orienté 219°/68° et un axe de pli théorique à 020°/41°. La troisième génération de foliations tectonométamorphiques est caractérisée par un plan moyen orienté 321°/29° (sous-domaine 3a) à 300°/64° (sous-domaine 3b) et est associée à des linéations minérales tectonométamorphiques subhorizontales. Ces structures planaires et linéaires sont interprétées comme tardives, car le motif magnétique défini par les formes elliptiques est influencé par ces structures. L’orientation de cette troisième génération de foliations est similaire à celle des zones de failles et de cisaillement régionales, ainsi qu’à la foliation moyenne du domaine 2.

Étant donné la géométrie des structures E-W localisées entre deux zones de failles (Faille du Lac Turcotte et système de cisaillement Marralik-Tudor) présentant une composante de décrochement dextre, les observations de terrain et la disposition de ces structures en dôme étirées selon un axe NE-SW, le domaine 3 pourrait représenter soit une zone d’extension entre deux zones de cisaillement régionales, soit une zone affectée par des plis d’interférence résultant d’un processus de déformation continue et de la réorientation des objets au sein d’un système de cisaillement E-W. La présence d’intrusions paléoprotérozoïques au cœur de ces structures semble favoriser la première hypothèse. Ces structures en dôme pourraient donc s’expliquer par l’action des contraintes locales en extension qui aurait favorisé la mise en place de magma au sein des gneiss archéens et des migmatites paléoprotérozoïques, suivie par une déformation en cisaillement qui expliquerait la forme elliptique de ces intrusions.

Dans le secteur sud du domaine 3 (présenté en jaune à la figure 24), les structures en dômes sont orientées parallèlement aux zones de déformation régionales NNW-SSE à NW-SE. Par exemple, dans le sous-domaine 3g, les foliations tectonométamorphiques définissent des grands cercles indiquant des axes de plis théoriques à 123°/08°, 134°/16° et 343°/25°. À la différence des structures en dômes reconnues dans la partie nord du domaine 3, les cœurs des ellipses du sous-domaine 3g sont occupés par les granodiorites paléoprotérozoïques de la Suite de Champdoré (pPchm).

Le domaine 4 inclut les terrains touchés par les grandes structures de cisaillement NW-SE de la partie orientale du secteur d’étude, telles que les zones de cisaillement de la Rivière Marralik et du Lac Tudor. Dans ce domaine, les foliations représentent des structures rectilignes bien développées et localement associées à un phénomène de mylonitisation. L’influence des corridors de décrochement se manifeste par la verticalisation des foliations. En effet, bien que l’orientation des foliations tectonométamorphiques mesurées varie légèrement en direction, leur pendage est toujours abrupt, tant dans la partie nord que sud du domaine (plans moyens à 321°/72° et 306°/66° respectivement). Cette intensification de la déformation dans le domaine 4 est aussi perceptible sur la carte de la composante résiduelle du champ magnétique total qui montre à cet endroit une forte densité de linéaments rectilignes et rapprochés, particulièrement dans les secteurs exposant les lithologies de la Suite de Saffray (ApPsaf) (figure 5). Dans le secteur central, les zones de cisaillement E-W décrites dans le domaine 3 influencent les foliations subverticales du sous-domaine 4b et les réorientent selon un axe E-W

Les failles régionales

Les failles présentent dans la région cartographiée sont orientées parallèlement au grain structural régional NW-SE, à l’exception du secteur central qui est coupé par des structures E-W. À l’ouest, les failles sont associées aux chevauchements obliques produits lors de l’Orogenèse du Nouveau-Québec (Clark et Wares, 2004; Clark et D’Amours, 2012). À l’est, les zones de cisaillement dextres sont, de manière générale, associées au mouvement en transpression lié à cette orogenèse. On doit toutefois noter que l’âge absolu des zones de cisaillement de la Zone noyau est peu défini et que des mouvements en décrochement sont aussi associés à l’Orogenèse des Torngat. Il est donc encore difficile de déterminer à quelle phase de déformation sont associées ces zones de déformation. Pour leur part, les structures E-W sont interprétées comme synchrones aux zones de cisaillement dextres qui coupent la Zone noyau étant donné la relation cinématique entre ces zones de relais (possiblement en extension ou impliquant un plissement polyphasé comme expliqué plus haut) et les grandes zones de cisaillement NNW-SSE. 

Faille du Lac Hérodier (FLH) et du Lac Keato (FLK)

La Faille du Lac Hérodier (FLH; Clark et Wares, 2004) correspond à une série de failles en échelon à mouvement dextre associée à un régime en transpression (Clark et D’Amours, 2012). Clark et D’Amours (2012) mentionnent que des plis asymétriques en Z sont associés à cette faille et que ces zones de plissement ont agi comme des zones de transfert entre les différents segments de failles. La FLH marque la limite entre les roches du Supergroupe de Kaniapiskau, à l’ouest, et les roches de la Supersuite de Laporte, à l’est (figure 23). Cette faille sépare donc deux domaines lithotectoniques, soit la Fosse du Labrador et la Zone de Rachel-Laporte, tout comme la Faille du Lac Keato, au sud (Baragar, 1967; Frarey, 1967; Dimroth, 1978) et Faille de Point Reef, au nord (Goulet, 1995).

Le contact entre la Fosse du Labrador et la Zone de Rachel-Laporte n’a été reconnu que sur quelques sites lors de nos travaux de cartographie. À ces endroits, la proximité du contact est révélée par le développement d’une forte schistosité marquée par des plans riches en amphibole et en chlorite, et par l’intensification de la carbonatation des unités.

Faille du Lac Turcotte (FLT)

La Faille du Lac Turcotte (FLT; Poirier, 1989) marque la limite est de la Zone de Rachel-Laporte. Poirier (1989) mentionne la présence de zones mylonitiques le long de son tracé et considère qu’il s’agit d’une structure majeure associée à une phase de déformation précoce qui aurait été plissée lors d’une phase subséquente. Elle est interprétée comme la zone de contact où la Zone noyau chevauche la Zone de Rachel-Laporte (figure 24; Perreault et Hynes, 1990; Poirier et al., 1990).

Dans le secteur cartographié, cette faille est associée à des foliations tectonométamorphiques rectilignes avec un pendage faible à moyen (environ 30 à 60°). La FLT n’est plissée que dans le secteur du Complexe de Wheeler (ApPWel). À proximité de ce complexe, cette faille inverse marquant le contact entre la Zone de Rachel-Laporte et la Zone noyau est aussi disséquée par des failles de décrochement dextres orientées 020 à 030°. Ces zones de décrochement ont entraîné la verticalisation des structures planaires et semblent être associées à la mise en place du Complexe de Wheeler comme le laisse croire l’arrangement des failles qui entourent cette écaille tectonique sans toutefois l’affecter.

Zone de cisaillement de la Rivière Marralik (ZCRM)

La Zone de cisaillement de la Rivière Marralik (ZCRM) a été reconnue dans la région du lac Saffray (Lafrance et al., 2014), au nord du territoire cartographié, et constitue la possible extension vers le nord de la Zone de cisaillement du Lac Tudor. Cette hypothèse a été confirmée par les travaux de cartographie dans la région du lac Jeannin. Lafrance et al. (2014) associent cette zone de déformation à une réorientation du grain structural d’orientation E-W vers le SE, un phénomène bien visible sur la carte de la composante résiduelle du champ magnétique total dans le secteur du lac Saffray. Dans le secteur cartographié, le linéament magnétique NW-SE correspondant à la ZCRM rejoint la ZCLT et prend la direction NNW-SSE de cette zone de cisaillement.

Bien que peu affleurante dans la partie nord de la région du lac Saffray, la ZCRM est décrite comme une zone de déformation intense présentant des structures mylonitiques (Lafrance et al., 2014) (photo). Cependant, dans la région du lac Jeannin, la déformation est généralement plus diffuse et se manifeste par une réorientation des foliations dans l’axe du cisaillement et par le redressement des structures. On observe aussi localement des corridors de protomylonites d’épaisseur décimétrique à métrique. La présence de lithologies migmatitiques, typiques d’un environnement plus ductiles, à l’ouest de la ZCRM pourrait expliquer la faible focalisation de la déformation associée à la ZCRM dans le territoire cartographié. De plus, les relations de terrain démontrent que la déformation en cisaillement dans ce secteur est contemporaine de l’épisode de fusion partielle. Ainsi, les étapes initiales de fusion partielle antérieures au cisaillement ont amené la formation de grandes masses de granite d’anatexie boudinées et alignées dans le rubanement tectonique, ce qui illustre le contraste de compétence entre les produits de fusion déjà cristallisés et l’encaissant. La poursuite de ce processus durant le cisaillement est soulignée par la présence de rubans de leucosome rectilignes (non boudinés) parallèles au rubanement tectonique, ainsi que par l’injection de leucosome dans les espaces entre les boudins, démontrant la migration des liquides anatectiques vers les zones de plus faible pression. Finalement, des injections de granite massif leucocrate, interprété comme des produits évolués de fusion, coupent le rubanement tectonique.

Zone de cisaillement du Lac Tudor (ZCLT)

La Zone de cisaillement du lac Tudor (ZCLT) est une structure d’envergure régionale qui affecte la partie est de la région (figure 24). D’orientation N-S dans la partie sud du SEPC, elle s’incurve progressivement en direction NNW-SSE à NW-SE dans le secteur nord où elle rejoint la ZCRM (Lafrance et al., 2014). Elle a été décrite pour la première fois par Van der Leeden (1986) dans la région de la rivière George, au sud-est de la région d’étude (SNRC 23P), où elle affecte les roches archéennes et paléoprotérozoïques sur une largeur d’une vingtaine de kilomètres dans la partie est de la Zone de Rachel-Laporte (Van der Leeden et al., 1990). De manière générale, le système en cisaillement Marralik-Tudor constitue la limite ouest du Batholite de De Pas (Martelain, 1986; Van der Leeden et al., 1990; James et al., 1996; James et Dunning, 2000; Lafrance et al., 2014). Certains auteurs ont proposé que cette zone de cisaillement régionale représentait une structure ancienne séparant les segments crustaux détachés du Supérieur des blocs archéens exotiques de la Zone noyau (Girard, 1990; James et Dunning, 2000; Wardle et al., 2002).

La ZCLT est décrite comme une zone de mylonite hétérogène à mouvement latéral dextre présentant une composante de chevauchement vers l’ouest (Van der Leeden et al., 1990). Les corridors de déformation associés à la ZCLT sont caractérisés par des fabriques mylonitiques et des linéations d’étirement subhorizontales, lesquelles affectent aussi bien les unités gneissiques archéennes que les intrusions paléoprotérozoïques. Lafrance et al. (2016) indiquent que des dykes et des injections granitiques du Batholithe de De Pas (pPdep4) coupent la fabrique mylonitique de la ZCLT dans le secteur à l’est du territoire cartographié, ce qui indique que la déformation en cisaillement dans cette zone de déformation est antérieure à 1805 Ma.

Dans la région d’étude, la zone de cisaillement interprétée comme l’extension de la ZCLT n’est présente que dans le coin nord-est du feuillet SNRC 24B et dans le feuillet SNRC 24A04. Cette zone de cisaillement, marquée par un fort linéament magnétique, constitue un corridor kilométrique caractérisé par la réorientation et le redressement des foliations et des unités lithologiques, ainsi que par la présence locale de bandes de mylonite fortement recristallisées. Les caractéristiques structurales fortement contrastées des domaines structuraux 3 et 4 et le redressement du pendage des foliations entre les domaines structuraux 2 et 4 démontrent l’influence importante de la ZCLT. De façon générale, les fabriques planaires deviennent plus marquées et rectilignes à l’approche de cette structure malgré la présence de lithologies migmatitisées. On reconnaît toutefois des zones de protomylonite métriques à décamétriques montrant des rubans de quartz et des porphyroclastes avec des queues de recristallisation. Des plis isoclinaux serrés et des plis intrafoliaux sont aussi couramment observés. À l’instar de la région du lac Brisson plus à l’est (Lafrance et al., 2016), très peu de linéations d’étirement ont été mesurées dans la ZCLT.

Zone de cisaillement de la Rivière Wheeler (ZCRW)

La Zone de cisaillement de la Rivière Wheeler (ZCRW) désigne une nouvelle structure ENE-WSW bordant le flanc sud de l’écaille tectonique du Complexe de Boullé (ApPbue) et qui coupe la FLT. La chronologie relative entre ces failles a été déterminée à partir de la réorientation des foliations tectonométamorphiques NW-SE (subparallèles aux FLT et FLP) dans l’axe de la ZCRW, le développement d’un rubanement tectonique et d’une linéation d’étirement à l’approche de la structure et la présence d’un linéament observé sur la carte du gradient magnétique vertical qui coupe les structures régionales.

Les affleurements visités dans le secteur de la ZCRW montrent la forte déformation subie par les roches du Complexe de Boullé et des séquences volcano-sédimentaires environnantes. Cette déformation est associée à des foliations tectonométamorphiques à fort pendage orientées approximativement à 070°. L’étirement des minéraux et les linéations de crénulation observés localement présentent un faible plongement de 20° à 30°vers l’ENE. Le mouvement de la ZCRW n’a pu être déterminé sur le terrain, mais les plis d’entraînement observés sur la carte de la composante résiduelle du champ magnétique total (figure 5) semblent indiquer un mouvement apparent dextre. Le boudinage des rubans de leucosome préalablement plissés indique une déformation en compression puis en extension qui s’explique par la réorientation des objets selon l’axe du cisaillement lors d’un épisode de déformation en cisaillement.

Failles du Lac Morel (FLM), du Lac Ninawawe (FLN) et du Lac Serre (FLS)

Les failles du Lac Morel (FLM), du Lac Ninawawe (FLN) et du Lac Serre (FLS) sont des structures introduites ici afin de désigner les corridors de déformation d’orientation E-W à ENE-WSW reconnus dans le domaine 3 entre les grandes zones de cisaillement régionales NW-SE. Ces grandes structures délimitent une région caractérisée par un schéma structural en dômes et bassins.

Ces failles s’expriment sur le terrain par une foliation tectonométamorphique intense devenant par endroits un rubanement tectonique représenté par une alternance de fins rubans rectilignes ou anastomosés de minéraux mafiques (photo). Ces structures planaires bien développées sont parfois reprises par des plis isoclinaux serrés et des zones de cisaillement obliques produisant des plis d’entraînement. En général, les niveaux et les injections plus compétents, tels que les leucosomes cristallisés, sont boudinés. La présence de rubans de quartz et de porphyroclastes présentant des queues de recristallisation est commune dans les zones plus déformées. Dans la FLM, les linéations d’étirement WNW ou ESE sont à faible plongement (environ 20°). Les indicateurs cinématiques observés en affleurement ne permettent pas de déterminer avec certitude le mouvement de ces failles étant donné leur forme symétrique. Toutefois, l’analyse cinématique de la région semble indiquer un mouvement dextre.

GÉOLOGIE ÉCONOMIQUE

La découverte puis la mise en exploitation des formations de fer de la Fosse du Labrador au milieu du 20e siècle a créé un engouement sans précédent pour l’exploration dans le Grand Nord québécois. La géologie de ce secteur est relativement bien connue et a fait l’objet de nombreux travaux qui comprennent notamment une synthèse métallogénique par Clark et Wares (2004). En revanche, la Zone noyau et la Zone de Rachel-Laporte n’ont pas suscité le même enthousiasme. Taylor (1979) attribuait cette situation à l’isolement géographique de cette partie de la Province de Churchill et au peu d’intérêt des compagnies minières pour les terrains gneissiques et granitiques de haut grade métamorphique. La situation peut également s’expliquer en partie par le faible niveau de connaissances géologiques de ce territoire.

Neuf indices minéralisés étaient auparavant répertoriés dans le périmètre couvert par les travaux de cartographie de la région du lac Jeannin. Les travaux de l’été 2015 ont permis de définir deux nouveaux indices et plusieurs cibles d’exploration minière, tant dans la Zone de Rachel-Laporte que dans la Zone noyau. L’ensemble de ces indices et sites d’intérêt est répertorié dans un tableau (Sites d’intérêt économique).

Minéralisations de Ni-Cu dans les suites de Soisson et de Lhande

La Suite de Soisson regroupe des intrusions kilométriques non déformées et non métamorphisées de troctolite, de gabbro à olivine et de gabbronorite localisées à l’ouest du Batholite de De Pas. Dans le secteur du lac Jeannin, cette unité comprend aussi des faciès quartzifères et intermédiaires. Ces roches à structure subophitique sont encaissées dans les paragneiss et les diatexites à biotite ± grenat des suites de False et de Winnie, lesquelles contiennent communément des sulfures, une association importante dans la genèse des minéralisations de Ni-Cu. De plus, les travaux de cartographie et de géochronologie effectués récemment par la Commission géologique du Canada (Corrigan et al., en préparation) indiquent que la Suite de Soisson et l’intrusion de Voisey’s Bay, au Labrador, présentent des âges comparables. Ainsi, un échantillon de gabbro à olivine du Soisson a donné un âge de cristallisation de 1311,1 ±1,1 Ma sur baddeleyite (Corrigan et al., en préparation), ce qui représente un âge un peu plus jeune que l’intrusion de troctolite de Voisey’s Bay datée à 1332,7 ±1 Ma (Amelin et al., 1999). Le gisement de Ni-Cu-Co de Voisey’s Bay se situe à la jonction d’un dyke nourricier de gabbro à olivine (Naldrett et al., 1996). De façon similaire, la présence de grands linéaments magnétiques E-W traversant la Zone noyau à cette latitude pourrait indiquer la présence de dykes nourriciers associés à la Suite de Soisson. D’ailleurs, des affleurements de gabbro à olivine ont localement été notés le long de ces linéaments, ce qui laisse présager un contexte métallogénique particulièrement intéressant.

Le potentiel de la Suite de Soisson a initialement été mis en valeur par WMC International (McKinnon-Matthews et al., 2001) qui avait réalisé un vaste levé magnétique aéroporté qui couvrait notamment la partie nord de la région du lac Jeannin. Les travaux subséquents de prospection, de géophysique au sol, de forage et de géochimie (sol, till et humus) ont mené à la découverte de deux indices localisés à l’extrémité nord-est de la région (indices A14-1E et A14-1W ). Ces deux indices ont été revisités au cours de l’été 2015 et ont fait l’objet d’un projet de fin d’études (PFE) par Jean-Philippe Fleury à l’Université du Québec à Montréal. La description de ces minéralisations est tirée en grande partie des travaux de Fleury (2016). 

Les indices A14-1E et A14-1W sont associés à une intrusion mafique à intermédiaire polyphasée appartenant à la Suite de Soisson. Cette intrusion est orientée à 310° et fait environ 15 km de longueur sur 3 km de largeur (figure 25). Le centre de l’intrusion est dominé par une monzodiorite renfermant moins de 1 % de sulfures disséminés. Les faciès de bordure, qui représentent les unités encaissantes de la minéralisation, sont constitués de norite quartzifère et de leucogabbronorite quartzifère. L’ensemble de ces roches est caractérisé par une microstructure granophyrique formée d’intercroissances de feldspath potassique et de quartz. Elles montrent aussi des évidences d’assimilation magmatique des métasédiments encaissants, telle la présence de xénolites quartzofeldspathiques millimétriques à centimétriques, de grains de quartz sous plusieurs formes et de deux générations de plagioclase. Les xénolites sont anguleux ou subarrondis et montrent des bordures irrégulières. Le quartz est interstitiel ou en amas irréguliers millimétriques à décimétriques. Localement, la minéralisation correspond à des zones riches en feldspath potassique. Ce qui avait été décrit sur le terrain comme une altération potassique semble plutôt être relié à des processus magmatiques de fin de cristallisation ou à une contamination reliée à la fusion des roches encaissantes lors de la mise en place de l’intrusion. Le feldspath potassique interstitiel est plutôt associé aux microstructures granophyriques et ne remplace pas le plagioclase.

L’indice A14-1W se situe directement au contact entre la monzonite et le paragneiss migmatitisé. Le secteur est peu affleurant, mais la zone rouillée est visible sur une surface de 8 m de longueur et 1,5 m de largeur. L’indice A14-1E est encaissé dans l’unité de norite quartzifère en contact avec une zone montrant plusieurs signes d’assimilation magmatique. La zone rouillée forme un niveau discontinu de 20 m de longueur, 1,5 m de largeur et 1 m d’épaisseur. Une rainure d’environ 1,4 m a été effectuée dans cette zone rouillée dans le cadre du PFE de Fleury (2016).

Dans les deux cas, la minéralisation se présente généralement sous la forme de veinules et d’amas millimétriques (2 à 8 mm) disséminés avec des proportions de sulfures variant entre 2 et 8 % (photo). Ceux-ci consistent en pyrrhotite, chalcopyrite, pentlandite et, localement, violarite. Un niveau décimétrique renfermant jusqu’à 25 % de sulfures (dont 3 % de chalcopyrite) a été échantillonné lors du rainurage de l’indice A14-1E. Ce niveau est caractérisé par un aspect bréchique associé à la présence de fragments de plagioclase et de quartz. Un échantillon provenant de cette rainure a donné des valeurs de 7850 ppm Ni et 4640 ppm Cu. Un autre échantillon prélevé à environ 14 m dans le prolongement de la zone minéralisée principale a aussi donné des teneurs anomales en Ni-Cu. 

Les sulfures sous la forme d’amas et de gouttelettes ne montrent pas d’évidence de remobilisation ou de remplacement, mais semble plutôt être d’origine primaire (magmatique). La chalcopyrite et la pentlandite forment des amas en bordure ou en inclusions dans la pyrrhotite (photo). La pentlandite forme aussi des exsolutions en flammes typiques des gîtes de Ni-Cu magmatiques. La minéralisation est donc interprétée comme étant le résultat de l’assimilation de silice provenant des métasédiments, ce qui aurait contribué à une sursaturation du soufre et à la formation des sulfures au contact entre l’intrusion et les roches encaissantes. 

Nos travaux dans la région du lac Jeannin ont également permis la découverte d’une nouvelle minéralisation en Cu-Ni ± Au dans une gabbronorite mélanocrate de la Suite de Lhande (pPlnd2b). L’affleurement JC-5046, associé à une anomalie magnétique positive d’environ 4 km sur 400 m, expose une zone rouillée de 50 cm de largeur renfermant des veinules de carbonates et 1 % de veinules de pyrrhotite. Un échantillon choisi a donné des teneurs de 1250 ppm Cu, 640 ppm Ni et 35 ppb Au.

Minéralisations de Zn-Cu dans la Supersuite de Laporte 

La Supersuite de Laporte est considérée comme une cible d’intérêt économique d’envergure régionale (Simard et al., 2013). De nombreux amas sulfurés sont localisés à proximité du contact entre les amphibolites de la Suite de Klein (pPkle1) et les métasédiments de la Suite de Freneuse (pPfru). Ces amas concordants à la stratigraphie et associés à des altérations hydrothermales importantes présentent plusieurs caractéristiques des minéralisations de type sulfures massifs volcanogènes (SMV), ce qui pourrait indiquer un potentiel économique intéressant pour ce type de gisement. L’abondance de roches métasédimentaires dans la Supersuite de Laporte soulève aussi la possibilité de trouver des minéralisations sulfurées de types SEDEX ou Besshi. L’échelle de travail de nos travaux ne permet toutefois pas de bien identifier le contexte de mise en place de ces minéralisations. Par contre, plusieurs des sites décrits ci-dessous présentent des similitudes avec les gîtes de type SMV (types 3a, 3b) décrits par Clark et Wares (2004) dans la Fosse du Labrador. Neuf échantillons choisis de sulfures massifs ou semi-massifs provenant de quatre affleurements ont d’ailleurs donné des valeurs anomales en zinc et en cuivre. Les meilleures teneurs proviennent de quatre échantillons prélevés sur les affleurements BC-6047 et NL-4053 où la minéralisation se présente sous la forme d’amas de sulfures millimétriques à centimétriques et en fines disséminations.

La minéralisation de l’affleurement BC-6047 est principalement composée de pyrite (1 à 4 %) avec des traces de sphalérite et de chalcopyrite. Elle est encaissée dans un niveau de métamudstone graphitique d’environ 5 m de largeur en contact avec une amphibolite (photo). L’affleurement semble avoir été affecté par une altération importante caractérisée par le développement de 10 % d’amphibole fibroradiée de 1 à 5 cm de longueur et de 5 à 10 % de porphyroblastes de grenat. Jusqu’à 3830 ppm Zn et 540 ppm Cu ont été obtenus dans deux échantillons choisis. 

L’affleurement NL-4053 expose une zone rouillée d’environ 180 m sur 20 m localisée dans une amphibolite schisteuse à grenat à proximité du contact avec des métasédiments (photo). L’amphibolite renferme jusqu’à 15 % de sulfures sous la forme de disséminations ou en amas millimétriques allongés parallèlement à la foliation. La minéralisation est principalement constituée de pyrrhotite avec un peu de pyrite et des traces de chalcopyrite. L’affleurement est caractérisé par la présence de veines et d’amas de quartz décimétriques à métriques. Un échantillon choisi a fourni des teneurs de 2800 ppm Zn et 1080 ppm Cu.

Les sites minéralisés mentionnés ci-dessous sont tous formés de niveaux de sulfures massifs à semi-massifs (65 à 85 % de sulfures). Ceux-ci sont principalement constitués d’une fine matrice de pyrrhotite associée à 2 à 15 % de cristaux de pyrite subautomorphes de 1 à 6 mm (photo). Ils contiennent aussi entre 15 et 35 % de fragments subarrondis à subanguleux de chert, de quartz et de roches quartzofeldspathiques oxydées.

Les affleurements LP-2100 et LP-2098 sont situés à 650 m l’un de l’autre le long d’une même anomalie magnétique positive. Les deux affleurements forment des escarpements et permettent d’observer une coupe verticale de 5 à 10 m d’épaisseur en bordure est du lac Duhamel (photo). Le niveau de sulfures massifs, d’environ 2 m d’épaisseur, surmonte un niveau de schiste graphitique très friable localisé lui-même au-dessus d’une amphibolite bien foliée. L’affleurement LP-2100 expose une séquence plus épaisse et permet de voir la base de l’empilement constituée de schiste graphitique interstratifié avec un schiste à muscovite. L’amphibolite est altérée et contient du carbonate et du quartz dans la matrice, ainsi que sous la forme de veinules démembrées. Les sulfures massifs semblent former des blocs subarrondis décimétriques à métriques cimentés par du matériel oxydé (photo). On note aussi la présence de fines fractures millimétriques oxydées. Plusieurs échantillons choisis ont donné des teneurs atteignant 830 ppm Cu et 700 ppm Zn.  

Le niveau de sulfures semi-massifs de l’affleurement MP-1041 fait 5 à 6 m de largeur et est encaissé dans une séquence de métasédiments renfermant des niveaux décimétriques à métriques d’amphibolite, de schiste graphitique et de formation de fer à magnétite et quartz. Cette séquence renferme aussi des niveaux très riches en quartz. L’amphibolite fortement altérée montre des rubans contenant de l’épidote, du carbonate et des sulfures. Un échantillon choisi a fourni des teneurs de 1840 ppm Zn et 570 ppm Cu.

L’affleurement MP-1085 présente de nombreuses zones rouillées dispersées sur une surface de 400 m de longueur sur 80 m de largeur (photo). Ces zones comprennent plusieurs lentilles métriques de sulfures massifs dont la principale fait 5 m sur 7 m. Ce secteur est associé à une anomalie de sédiments de fond de lac en cuivre. L’encaissant est une amphibolite homogène bien foliée. Des niveaux contenant jusqu’à 15 % de cristaux millimétriques de grenat se trouvent à proximité des amas de sulfures massifs. L’amphibolite est aussi faiblement carbonatée et on observe quelques niveaux felsiques altérés renfermant une fine dissémination de sulfures (pyrite ± pyrrhotite). Plusieurs échantillons choisis présentent des teneurs atteignant 660 ppm Cu et 790 ppm Zn.

La minéralisation de l’affleurement MO-7068 forme un niveau schisteux décimétrique de sulfures massifs au contact d’un schiste à muscovite et d’une amphibolite (photo). La minéralisation est similaire aux autres zones de sulfures massifs, mais ne comprend pas de fragments. Une veine de quartz d’environ deux mètres de largeur est localement observée au contact avec le schiste à muscovite. La présence d’environ 10 % d’amas millimétriques de quartz ± chalcopyrite dans le niveau sulfuré suggère aussi une certaine remobilisation hydrothermale de la minéralisation. 

Minéralisations de Cu-Au-Ag ± Mo dans la Suite de Champdoré

Au cours des étés 1994 et 1995, SOQUEM et Placer Dome (Poirier, 1995) ont mené conjointement des travaux d’exploration dans le secteur du lac Champdoré, dans la partie sud-est de la région, incluant de la prospection, des levés de sédiments de ruisseau, de la cartographie de détail et du rainurage. Deux indices de Cu-Au-Ag (Lac Champdoré – 1 et Lac Champdoré – 2) ont ainsi été découverts. L’indice Lac Champdoré – 2 a été visité en 2007 par Nunavik Mineral Exploration Fund (NMEF; Séguin, 2008). Les deux sites se trouvent dans la Suite de Champdoré, une unité intrusive polyphasée composée de différents faciès de roches intermédiaires à felsiques bien foliées à gneissiques. La présence de 10 à 25 % de phénocristaux de feldspath potassique est aussi caractéristique des roches de cette unité. L’indice Lac Champdoré – 1 n’a pu être retrouvé sur le terrain à partir des coordonnées indiquées dans la fiche de gîte. Il est décrit par Poirier (1995) comme étant associé à une enclave de gneiss à hornblende de dimensions inconnues à l’intérieur d’une granodiorite. La minéralisation consiste en disséminations peu abondantes de pyrite et de chalcopyrite. Un échantillon choisi a donné des teneurs de 1 % Cu, 5,7 g/t Ag et 0,26 g/t Au (Poirier, 1995).

L’indice Lac Champdoré – 2, décrit par Poirier (1995), montre un contexte similaire à celui de Lac Champdoré – 1. Il a été revisité et repositionné à l’été 2015 lors des travaux de cartographie (JC-5241). L’affleurement comprend deux lithologies en contact diffus, une monzodiorite quartzifère et un monzogranite. Ces deux unités sont foliées et montrent une granulométrique fine à moyenne. Le monzogranite est riche en sphène et en épidote. La zone minéralisée fait environ 15 m de largeur et est encaissée dans la monzodiorite quartzifère (photo). La répartition inégale du feldspath potassique dans la monzodiorite pourrait indiquer une altération hydrothermale. Ce minéral forme une phase interstitielle et remplace localement le plagioclase. La biotite est aussi faiblement chloritisée. La minéralisation se présente en amas (environ 3 %) centimétriques à décimétriques rouillés et aplatis. Ces amas sont composés de quartz, de hornblende, de pistachite et de sulfures (photo). Ils sont entourés d’un halo d’altération brun orangé et renferment jusqu’à 15 % de pyrite cubique et de la chalcopyrite en traces. Des sulfures sont également disséminés en bordure des amas. Un échantillon choisi a donné des teneurs de 2,37 % Cu, 33,7 g/t Ag et 1,82 g/t Au (Poirier, 1995). Plusieurs échantillons prélevés dans le secteur de l’indice en 2007 ont révélé des valeurs atteignant 2,39 % Cu, 37 g/t Ag, 1,85 g/t Au et 4360 ppm P (Séguin, 2008). Un échantillon a aussi titré 1640 ppm Mo (indice Champdoré – 2-Mo). Les échantillons choisis recueillis lors de la cartographie de l’été 2015 n’ont pas permis de reproduire ces teneurs indicielles, mais montrent tout de même des teneurs anomales en métaux (jusqu’à 4400 ppm Cu, 5 g/t Ag et 585 ppb Au).

Dans le même secteur, la Suite de Champdoré est aussi associée à une anomalie radiométrique en U et Th de 23 km de longueur sur 6 km de largeur bien visible sur les levés aéroportés. Les mesures au spectromètre portatif (RS-125) effectuées pendant les travaux de 2015 ne dépassent pas 2000 cps. Un échantillon de monzogranite à grain fin prélevé dans le secteur de l’indice lac Champdoré – 2 a donné des teneurs de 151 ppm Th, 647 ppm Zr et 458 ppm ETR totaux, lesquelles sont possiblement associées à l’abondance d’allanite, d’apatite et de zircon dans la roche. Environ 4 km au sud, le nouvel indice Champdoré Sud correspond à un affleurement très homogène de monzodiorite quartzifère renfermant 25 % de phénocristaux de feldspath potassique de 0,5 à 2 cm d’arête. Cette roche est coupée par quelques dykes centimétriques à décimétriques de granite pegmatitique. La monzodiorite renferme 15 à 20 % de minéraux mafiques (biotite et hornblende faiblement chloritisées), 2 % d’épidote et une bonne quantité de minéraux accessoires (sphène, apatite, allanite et zircon). Un échantillon choisi a montré des teneurs de 10,8 g/t Ag, 41 ppm Th et 311 ppm ETR totaux.

Minéralisations filoniennes de Cu-Au-Ag dans une séquence volcanique bimodale

Les travaux de SOQUEM et Placer Dome dans le secteur du lac Champdoré (Poirier 1995) ont aussi permis d’examiner le potentiel économique d’une bande de roches volcaniques amphibolitisées. En 2007, les travaux du NMEF (mandaté par Mines d’Or Virginia) ont abouti à la découverte de quatre indices (Séguin, 2008) dans cette unité mafique assignée pour l’instant à la Suite de Ralleau. Il s’agit des indices Niviaxie, Niviaxie-2, Niviaxie-Nord et Niviaxie-Nord-2. La partie nord de la ceinture volcanique a été parcourue lors de nos travaux de cartographie en 2015. Les indices se trouvent dans une séquence métavolcanique d’environ 3,5 km de longueur sur 300 m de largeur et orientée 325°. Cette séquence montre une alternance décimétrique à métrique de niveaux de composition intermédiaire, mafique et felsique. Plusieurs structures primaires sont préservées, tels les coussins et les scories. Ces roches sont fortement altérées en épidote et carbonate (photo) et sont coupées par des injections de granite aplitique et pegmatitique. Séguin (2008) mentionne que les roches felsiques sont rouillées, mais que les teneurs indicielles semblent plutôt associées aux unités mafiques où la minéralisation se présente sous la forme de veines de quartz contenant de la bornite, de la chalcocite, de la chalcopyrite et de la malachite. Les veines sont orientées parallèlement à la foliation régionale et ont une épaisseur moyenne de 10 cm sur une extension latérale de 30 cm à plusieurs mètres de longueur (Séguin, 2008). De nombreux blocs erratiques sont aussi porteurs d’une minéralisation similaire dans le secteur. Les meilleures teneurs, obtenues à partir de plusieurs échantillons choisis (Séguin, 2008), sont de 17,45 g/t Au, 1,86 % Cu et 8,2 g/t Ag.

Une deuxième bande de métavolcanites de même dimension a aussi été observée à moins de 500 m plus à l’est lors de nos travaux de cartographie. Les deux bandes sont séparées par une granodiorite de la Suite de Champdoré qui est affectée à cet endroit par une très forte linéation subverticale. La bande métavolcanique plus à l’est est rubanée et montre une très forte altération hydrothermale en épidote et en feldspath potassique (photo).

Minéralisations variées dans les mudrocks de la Suite de Freneuse

Les shales noirs, en raison de leur concentration élevée en matière organique constituant un milieu très réducteur, représentent un environnement propice à la concentration de divers métaux. Les éléments ainsi piégés comprennent, entre autres, les métaux usuels (Cu, Pb, Zn, Ni, Co), les métaux précieux (Au, Ag, EGP), les éléments rares (Li, Be, Ta, Mo, Tl, V, Q, Sn, U et terres rares), le graphite et les phosphates (Gouin, 2008). La formation de ces gisements est encore mal comprise et peut impliquer un ensemble de processus syngénétiques, épigénétiques ou diagénétiques (Coveney, 2003). Le potentiel pour ce type de minéralisations restent à confirmer dans la Fosse du Labrador et dans la Zone de Rachel-Laporte où l’on rencontre plusieurs unités incluant des shales noirs (Clark et Wares, 2004).

L’indice Marcel, localisé dans un schiste graphitique de la Suite de Freneuse (pPfru2), est associé à une anomalie de sédiments de fond de lac en Zn. La roche est rouillée, très finement grenue et renferme jusqu’à 1 % de grenat (photo). La minéralisation est constituée de graphite formant localement de fines paillettes (<0,5 mm) alignées selon la schistosité. Des traces de sulfures sont aussi observées. Deux échantillons choisis ont donné des teneurs supérieures à 7 % de carbone graphitique en plus de teneurs anomales en vanadium, arsenic, or et uranium.

Minéralisations de Nb-Ta-ETR dans la Suite de Préville 

La Suite de Préville (pPprv), composée de roches calcosilicatées et de gneiss carbonatés, est localisée à proximité du contact entre la Zone de Rachel-Laporte et la Fosse du Labrador. Ces roches se trouvent dans le prolongement structural du Complexe de Le Moyne situé à 65 km au NNW, lequel est composé de lithofaciès intrusifs de carbonatites massive ou bréchique et de carbonatite ultramafique, ainsi que de volcanoclastites mafique, ultramafique et carbonatitique (Birkett et Clark, 1991). La carbonatite du Complexe de Le Moyne renferme huit gîtes connus de niobium, tantale, zirconium et terres rares dont le gîte Ashram. Les roches du Préville pourraient correspondre à des unités de métavolcanoclastites carbonatées en lien avec les roches du Complexe de Lemoyne. Toutefois, il pourrait aussi s’agir d’une zone d’altération métamorphisée d’importance majeure encaissée dans les roches mafiques de la Suite de Klein et les métasédiments de la Suite de Freneuse.

Des échantillons prélevés sur trois affleurements (LP-2084, JC-5144 et JC-5067) assignés à la Suite de Préville montrent un enrichissement en éléments peu mobiles (Nb, Ta, Y, Zr, ETR légers et P2O5), ainsi qu’en Ba et Sr. Les roches calcosilicatées encaissantes sont rubanées et montrent des pœciloblastes centimétriques d’amphibole ± grenat dans une matrice gris clair à blanche constituée de plagioclase et de carbonate (photo). Elles contiennent aussi de nombreux minéraux accessoires, particulièrement du zircon, de l’épidote, de l’apatite et de l’allanite. Les carbonates se présentent aussi en veinules. Les teneurs obtenues dans les différents échantillons choisis atteignent 159 ppm Nb, 36 ppm Y, 9,4 ppm Ta, 0,79 % P2O5 et 497 ppm ETR totaux, majoritairement des terres rares légères.

Minéralisations de Cu-Zn-Ni ± Ag dans la Suite de Préville 

La Suite de Préville comporte aussi des zones minéralisées en sulfures disséminés à semi-massifs. L’affleurement JC-5067 mentionné précédemment comprend plusieurs niveaux rouillés métriques (photo) répartis dans une zone de 125 m sur 100 m. La zone la plus importante fait 5 m sur 10  m et se situe à proximité du contact entre un gneiss carbonaté (pPprv1) et une roche calcosilicatée mafique (pPprv2). La minéralisation est constituée de 15 à 35 % de pyrrhotite fine avec 2 % de pyrite en cristaux idiomorphes millimétriques à centimétriques, associées à la magnétite et à des traces de chalcopyrite et de sphalérite. La matrice est très fine, probablement quartzofeldspathique, et contient un peu de mica en remplacement de l’amphibole. De fines veinules d’oxydes rougeâtres soulignent la foliation. Deux échantillons choisis ont fourni des teneurs de 620 ppm Cu, 620 ppm Zn et 430 ppm Ni.

La minéralisation de Cu-Ni-Ag de l’affleurement MP-1111 est sise dans une roche calcosilicatée de la Suite de Préville. La roche est formée d’une matrice à grain fin gris clair constituée de plagioclase, de carbonate, de biotite et d’épidote dans laquelle baignent des porphyroclastes centimétriques d’amphibole. Elle renferme aussi 2 à 7 % de sulfures disséminés, principalement de la pyrite. Un échantillon choisi a donné des teneurs de 1160 ppm Cu, 429 ppm Zn et 2,9 g/t Ag.

Minéralisations de Cu-Ni ± Zn ± Cg dans des métasédiments migmatitisés

Les suites de False (pPfas) et de Winnie (pPwii) sont essentiellement composées de paragneiss migmatitisé et de diatexite. Ces unités sont caractérisées par la présence de nombreuses zones rouillées de largeur métrique à décamétrique suivies par endroits sur plusieurs kilomètres de longueur. La patine rouillée typique de ces roches est localement associée à la présence de disséminations de sulfures, mais elle est le plus souvent causée par l’altération de la biotite à la surface de l’affleurement. 

Les zones minéralisées de l’affleurement JC-5212 font plusieurs mètres à une dizaine de mètres de largeur (photo). D’autres zones rouillées stériles ont aussi été observées à environ 1,5 km vers l’est le long d’un même linéament magnétique en bordure de la Faille du Lac Morel d’orientation est-ouest. Dans les deux cas, la roche hôte est un paragneiss migmatitisé fortement déformé renfermant environ 30 % de mobilisat boudiné accompagné de niveaux de diatexite. Les roches sont fortement déformées. La minéralisation est finement disséminée et se concentre généralement en bordure des boudins de leucosome, mais on en trouve aussi dans le paragneiss. Elle est constituée de pyrrhotite en cristaux subidiomorphes (<10 %) et de graphite en paillettes millimétriques (<5 %). Un échantillon choisi a donné des teneurs de 2,8 % Cg (carbone graphitique), 430 ppm Cu, 370 ppm Ni et 130 ppm Zn.

Un échantillon choisi prélevé sur l’affleurement MP-1212 a fourni des teneurs de 2240 ppm Cu et 187 ppb Au. Très peu d’informations sont disponibles, mais l’échantillon provient d’un niveau de métatexite d’environ 2 m de largeur exposé sur un affleurement principalement constitué de diorite quartzifère assignée à la Suite de Champdoré. La minéralisation consiste en 2 % de pyrite avec des traces de chalcopyrite.

Finalement, l’affleurement MP-1058 comprend quatre zones rouillées métriques parallèles dans un paragneiss rubané injecté par du granite blanc (photo). La zone la plus importante fait environ 7 m de largeur sur près de 100 m de longueur. Le paragneiss contient de 1 à 2 % de pyrite finement disséminée et du graphite.

Minéralisations d’ETR ± Zr ± Th 

Les gîtes de Strange Lake et de Misery Lake sont deux minéralisations de terres rares bien connues de la Province de Churchill. Les minéraux renfermant les ETR sont diversifiés et souvent difficiles à reconnaître sans l’utilisation d’appareils de mesure spécialisés qui n’étaient pas disponibles dans le cadre d’une campagne de cartographie régionale. Trois échantillons prélevés pour des analyses globales ont tout de même révélé des teneurs intéressantes en ETR (principalement légers). Ces teneurs semblent être associées à la présence d’une quantité relativement abondante de minéraux accessoires tels l’allanite, l’épidote, le zircon et l’apatite. L’un de ces échantillons provient d’une syénite quartzifère (JC-5271) à feldspath alcalin (8,7 % K2O) de la Suite de Saffray. La roche est moyennement grenue, foliée et renferme 20 % d’amas millimétriques de minéraux mafiques, essentiellement de la hornblende et du clinopyroxène, auxquels sont associés une abondance de minéraux accessoires. L’échantillon a donné des teneurs de 611 ppm ETR et 703 ppm Zr. Les deux autres échantillons ont été prélevés dans des tonalites grenues, blanchâtres et à schlierens de biotite de la Suite d’Aveneau, lesquelles semblent correspondre à une phase évoluée et tardive reliée à un phénomène de fusion partielle régionale. Les teneurs obtenues à partir des échantillons des affleurements IL-3038 et MP-1051 atteignent 899 ppm ETR, 499 ppm Zr et 75 ppm Th. 

Minéralisations de Cr-Ni dans la Suite de Klein

Les roches ultramafiques métamorphisées de la Suite de Klein (pPkle2) sont massives à foliées et se signalent par des anomalies magnétiques positives généralement linéaires. Ces roches sont localement associées aux métasédiments de la Suite de Freneuse (pPfru). Six échantillons ont donné des teneurs comprises entre 0,45 % et 0,71 % de Cr2O3 et entre 1150 et 1650 ppm Ni. Dans le cas des affleurements BC-6075, MO-7107, MP-1173, LP-2102 et LP-2106, les teneurs ont été obtenues dans des métapéridotites variablement altérées en trémolite, talc, serpentine, carbonate et chlorite. Les minéraux opaques sont disséminés et représentent entre 3 et 7 % de la roche. Ces minéraux n’ont pas été identifiés au microscope à lumière réfléchie. Toutefois, il semble s’agir principalement de magnétite, de pyrrhotite et de chromite. La pyrrhotite et la magnétite sont très finement grenues, tandis que la chromite forme des cristaux cubiques de 2 à 3 mm.

À l’affleurement MO-7107, la péridotite est en contact avec une amphibolite mafique et une lentille de paragneiss présentant une bordure réactionnelle riche en grenat et biotite (photo). En plus des teneurs en nickel et en chrome, l’échantillon analysé contient aussi des valeurs anomales en arsenic (1040 ppm) et en or (20 ppb). À l’affleurement JC-5231, l’échantillon analysé est une pyroxénite renfermant 1 à 2 % de minéraux opaques disséminés. 

Des teneurs en nickel et en chrome de cet ordre pourraient être associées aux constituants mêmes de la roche, tels que les pyroxènes, l’olivine ou la serpentine. Toutefois, le potentiel en cuivre et en nickel de ces intrusions n’est pas négligeable étant donné qu’elles sont souvent en contact avec les métasédiments de la Suite de Freneuse qui pourraient constituer une source de soufre. De plus, les minéralisations magmatiques associées aux Filons-couches de Montagnais sont nombreuses dans la Fosse du Labrador. Étant donné que la Suite de Klein pourrait représenter un équivalent métamorphisé du Montagnais, la possibilité d’y trouver des minéralisations du même type est non négligeable. La présence locale de zones d’altération dans les roches encaissantes pourrait aussi indiquer une composante hydrothermale pour ces minéralisations. 

DISCUSSION ET CONCLUSION

Les travaux de l’été 2015 ont permis de réaliser la carte géologique de la région du lac Jeannin à l’échelle 1/250 000, d’en établir le cadre stratigraphique et structural et d’en évaluer le potentiel minéral. Les informations acquises soulignent le caractère migmatitisé et la déformation ductile (par fluage) de la Zone noyau qui contraste avec les roches volcano-sédimentaires moyennement métamorphisées (faciès inférieur à moyen des amphibolites) de la Zone de Rachel-Laporte. Ce portrait géologique concorde en partie avec le modèle d’accrétion de Wardle et al. (2002) et de Corrigan et al. (2009). De nouvelles observations viennent toutefois préciser l’évolution tectonométamorphique de cette région et permettent d’émettre de nouvelles hypothèses concernant l’origine de certains blocs, la chronologie de la déformation en relation avec les processus crustaux majeurs (fusion partielle, enfouissement, soulèvement, etc.) et l’exhumation de la région.

Évolution tectonique régionale

Le modèle géodynamique présentement le plus accepté par la communauté scientifique considère que les séquences volcano-sédimentaires de la Fosse du Labrador se sont formées à partir de 2,1 Ga à la suite d’une phase d’extension en marge du Craton du Supérieur. Plusieurs auteurs, dont Girard (1990), James et Dunning (2000) et Wardle et al. (2002), avancent que la portion ouest de la Zone noyau (à l’ouest de la Zone de cisaillement du Lac Tudor) pouvait représenter un fragment détaché du Supérieur, alors que la portion est constituerait un bloc amalgamé à celui-ci (Scott et St-Onge, 1998; Corrigan et al., 2009). Les travaux de cartographie de Simard et al. (2013) et de Lafrance et al. (2014) ont permis d’observer des similitudes pétrographiques et géochronologiques entre certaines unités gneissiques du socle de la Zone noyau et des unités de la Province du Supérieur. De plus, les données isotopiques de Corrigan et al. (2015b) ont identifié dans la portion est de la Zone noyau des blocs de différentes affinités qui se distribuent en trois domaines (mésoarchéen, néoarchéen et paléoprotérozoïque inférieur) qui ont été vraisemblablement mis en contact au Paléoprotérozoïque à la faveur des zones de cisaillement de la Rivière George et de Moonbase.

Les travaux récents du MERN (Verpaelst et al., 2000; Hammouche et al., 2011, 2012; Simard et al., 2013; Lafrance et al., 2014, 2015, 2016), de la CGC (Corrigan et al., 2015a, 2015b) et de la communauté universitaire (Charette, 2016) ont permis d’établir que l’évolution tectonométamorphique du SEPC au Paléoprotérozoïque n’était pas simplement le résultat du développement de ceintures orogéniques localisées de part et d’autre de la Zone noyau, mais que cette dernière représentait en fait un vaste domaine suprasolidus qui serait vraisemblablement le produit de ces événements. Les observations de terrain et les travaux de géochronologie des dernières années démontrent que le socle gneissique archéen, principalement constitué dans le secteur ouest de la Zone noyau par les gneiss du Complexe d’Ungava (3031 à 2600 Ma) et les unités potassiques magnétiques déformées de la Suite de Saffray (2695 Ma), a été migmatitisé, ce qui a entraîné la formation de produits de fusion présentant un âge de cristallisation compris entre 1820 et 1810 Ma (Complexe de Qurlutuq et Suite d’Aveneau). La cartographie de la région du lac Jeannin indique que, dans certains secteurs, la Zone noyau est en grande partie formée de produits évolués de fusion partielle (migmatite du Complexe de Qurlutuq, diatexite de la Suite de Winnie et granite d’anatexie de la Suite d’Aveneau), d’une couverture supracrustale migmatitisée (Suite de False) et d’intrusions paléoprotérozoïques prétectoniques à tarditectoniques (suites de Lhande, de De Pas, de Champdoré et de Dancelou). Ces informations soulignent que la zone d’influence des collisions continentales n’est pas limitée aux ceintures orogéniques et laissent croire que l’évolution de la Zone noyau est plus complexe que ce qui était précédemment envisagé. En effet, il semble dorénavant évident que la Zone noyau a été enfouie à la suite des événements orogéniques paléoprotérozoïques et qu’elle a été soumise à des conditions métamorphiques élevées durant une longue période. D’ailleurs, de récents travaux de géochronologie (Corrigan et al., 2015b; Lafrance et al., 2016) semblent indiquer que, dans la portion sud-est de la Zone noyau, un événement métamorphique antérieur aux orogenèses des Torngat et du Nouveau-Québec a provoqué la fusion de la couverture sédimentaire de la Zone noyau entre 2,1 et 2,0 Ga.

Lors de l’Orogenèse du Nouveau-Québec (1,82 à 1,77 Ga; Wardle et al., 2002), les roches des bassins volcano-sédimentaires et de la marge continentale de la Fosse du Labrador ont été chevauchées sur le Craton du Supérieur. La majeure partie des roches supracrustales de la Fosse du Labrador (Supergroupe de Kaniapiskau) sont parautochtones ou allochtones (Clark et Wares, 2004). Également comprises dans le domaine allochtone de l’Orogène du Nouveau-Québec, les roches volcano-sédimentaires faiblement métamorphisées de la Zone de Rachel-Laporte (Supersuite de Laporte) ont chevauché les roches de la Fosse du Labrador à l’ouest. Malgré le manque de données géochronologiques sur les métasédiments de la Suite de Freneuse, certains auteurs interprètent cette suite comme un équivalent métamorphisé des métasédiments du Supergroupe de Kaniapiskau (Harrison, 1952; Gélinas, 1958a, b; Sauvé et Bergeron, 1965; Simard et al., 2013). Les récents travaux de cartographie du MERN ne semblent toutefois pas corroborer cette hypothèse étant donné l’épaisseur apparente plus importante des métasédiments de la Suite de Freneuse et leur composition plus homogène. La cartographie de la région du lac Jeannin a permis d’identifier de nouvelles écailles tectoniques illustrant un mécanisme tectonique à couches épaisses (thick-skin tectonics) associé aux chevauchements vers l’ouest. Les écailles de croûte archéenne ont été amenées dans une position structurale supérieure aux métasédiments par l’entremise de chevauchements (complexes de Boullé, de Wheeler et de Giton) ou de plissements (Complexe de Horseshoe).

De nouvelles questions ont aussi été soulevées lors de la cartographie de la région du lac Jeannin à la suite de l’identification des méta-arkoses et des méta-arénites conglomératiques bien préservées de la Suite de Secondon. Ces séquences métasédimentaires non migmatitisées semblent issues de l’érosion de matériel évolué comme l’indiquent leur composition chimique riche en alcalis et les rapports d’éléments en traces comparables à ceux des granitoïdes. L’absence d’indice de fusion partielle tant à l’échelle macroscopique que microscopique contraste avec les autres unités de métasédiments de la Zone noyau. Bien que la composition riche en quartz des roches de la Suite de Secondon puisse expliquer l’absence de fusion partielle, ces caractéristiques pourraient aussi laisser croire qu’il s’agit de métasédiments synorogéniques enfouis durant l’Orogénèse du Nouveau-Québec. Dans ce cas, ces métasédiments n’auraient pas connu la même évolution métamorphique ni subi les mêmes conditions de pression et de température du paroxysme du métamorphisme que les paragneiss de la Suite de False, ce qui expliquerait la dichotomie entre les diverses unités de métasédiment de la Zone noyau. Cette hypothèse a toutefois d’importantes implications tectoniques puisqu’elle implique un taux d’exhumation élevé qui aurait permis l’érosion rapide des unités de granitoïdes, telles que le Batholithe de De Pas et son édifice volcanique, peu après leur formation, et ce, parallèlement à l’épisode de convergence d’enfouissement. Une étude approfondie du métamorphisme et de la géochronologie des unités métasédimentaires serait nécessaire afin de lever cette incertitude.

Métamorphisme

L’épaississement crustal associé à l’Orogenèse du Nouveau-Québec est à l’origine du développement d’assemblages métamorphiques du faciès des schistes verts à celui des amphibolites dans la Fosse du Labrador et du faciès des amphibolites dans la Zone de Rachel-Laporte (Wardle et al., 2002). Les travaux de cartographie de la région du lac Jeannin ont permis de mieux comprendre la nature du contact entre l’Orogène du Nouveau-Québec et la Zone noyau. Les observations de terrain et la pétrographie démontrent que la transition entre la Supersuite de Laporte et les unités de la Zone noyau est marquée, de manière générale, par l’apparition du liquide anatectique marquant le début de fusion partielle. Par endroits, le contact entre la Zone de Rachel-Laporte et la Zone noyau est net, passant de roches sédimentaires peu métamorphisées à des diatexites. Lorsque les métasédiments peu migmatitisés de la Suite d’Akiasirviuk sont présents, le contact est plus graduel. L’étude métamorphique présentée dans ce rapport et dans Godet et al. (2016) a démontré que le contact entre la Zone de Rachel-Laporte et la Zone noyau, soit la Faille du Lac Turcotte, correspond à l’isograde de la disparition de la muscovite prograde, sauf dans les secteurs où affleure la Suite d’Akiasirviup. Dans cette unité, la présence de cristaux résiduels de muscovite prograde témoigne d’une réaction de fusion incomplète associée à la déshydratation de la muscovite. Des études plus poussées seront nécessaires afin d’interpréter ces observations pétrographiques en termes de gradient de pression et de température.

Déformation régionale

Les grandes zones de cisaillement qui traversent la Zone noyau selon un axe NW-SE à NNW-SSE, telles que les zones de cisaillement de la Rivière George, du Lac Tudor et de la Rivière Marralik, sont généralement interprétées comme le résultat d’une convergence oblique lors des orogenèses des Torngat et du Nouveau-Québec (Wardle et al., 2002). Les observations de terrain indiquent que ces décrochements dextres ont été actifs lors de la mise en place du Batholithe de De Pas, lequel est communément interprété comme un arc magmatique associé à la subduction (Dunphy et Skulski, 1996; Martelain et al., 1998). Toutefois, l’âge absolu et la durée de l’épisode de décrochement sont encore inconnus. Les travaux dans le secteur NW de la région du lac Jeannin ont permis de faire quelques avancées en cette matière. La présence de mobilisats précinématique, syncinématique et post-cinématique au sein du système de cisaillement Marralik-Tudor a permis de conclure que la déformation en décrochement est synchrone à la fusion partielle. Cette conclusion implique que le décrochement dextre associé à la convergence ayant affecté la Zone noyau s’est déroulé alors que celle-ci était elle-même surépaissie et partiellement fondue. Le peu d’études concernant la cinématique de la région, notamment la relation entre le phénomène de décrochement enregistré dans la Zone noyau et la convergence, limite la compréhension de la géodynamique et des processus impliqués.

De plus, la région du lac Jeannin est caractérisée par un schéma structural en dômes circonscrit à une zone de transfert E-W séparant deux zones de cisaillement dextres NW-SE (Faille du Lac Turcotte et système de cisaillement Marralik-Tudor). L’analyse structurale de ce secteur révèle que ce schéma pourrait être le résultat d’un plissement polyphasé ou de la remontée de magmas felsiques (suites d’Aveneau et de Dancelou) possiblement associés à la fusion de la croûte profonde. Dans ce dernier cas, la zone de transfert pourrait représenter une zone d’extension entre deux zones de cisaillement et constituerait une zone de dénudation et d’accumulation de produits de fusion. Bien que ces structures formées de roches gneissiques et d’intrusion granitiques et bordées de zones de déformation soient typiques des dômes métamorphiques, aucune preuve indiquant la présence d’une zone de détachement majeure n’a été observée sur les affleurements visités. À la différence d’un metamorphic core complex, ces structures ne sont liées à première vue à aucune discontinuité métamorphique (gradient métamorphique). Une étude structurale détaillée serait nécessaire afin de déterminer précisément l’origine de ces structures en dômes.

Potentiel économique

Plusieurs contextes géologiques décrits précédemment sont favorables à la présence de minéralisations.

De façon générale, la Zone de Rachel-Laporte est considérée comme une cible d’intérêt économique d’envergure régionale (Simard et al., 2013). Fournier (1985) mentionne que le potentiel de cette zone pourrait être similaire à celui de la Fosse du Labrador, notamment en ce qui concerne les minéralisations de Zn-Cu encaissées dans les séquences volcano-sédimentaires et les gîtes de Ni-Cu dans les intrusions mafiques et ultramafiques. Dans la région du lac Jeannin, la présence de plusieurs lentilles de sulfures massifs à semi-massifs associées à des altérations hydrothermales et localisées aux contacts entre les amphibolites et les métasédiments de la Supersuite de Laporte confirme le potentiel de la Zone de Rachel-Laporte pour les minéralisations de sulfures massifs volcanogènes.

En ce qui concerne la Zone noyau, les travaux d’exploration réalisés depuis une trentaine d’années ont mené à la découverte d’importants gîtes de terres rares dans les secteurs du lac Brisson-Strange Lake (Pillet, 1985; Collins et al., 2014) et de Misery Lake (Petrella, 2011). On trouve également des roches d’affinité kimberlitiques dans la région de la Zone de cisaillement d’Abloviak (Digonnet, 1997), des gîtes et des indices uranifères sur la côte est de la baie d’Ungava (Girard et Desbiens, 2010; Joly et Diagana, 2010) et de multiples indices de métaux précieux et usuels découverts lors des campagnes de cartographie réalisées par le Ministère (Verpaelst et al., 2000; Hammouche et al., 2011, 2012; Simard et al., 2013; Lafrance et al., 2014, 2015, 2016). La plupart des roches de la Zone noyau sont métamorphisées et recristallisées et ont perdu leurs structures primaires. Ce métamorphisme a également oblitéré les caractéristiques originelles des éventuelles minéralisations (structures, minéralogie). Les métallotectes utilisés pour la recherche de minéralisations dans le secteur du lac Jeannin devraient donc être différents de ceux employés dans un contexte de métamorphisme plus faible. Plusieurs types de gîtes peuvent être préservés dans des conditions de pression et de température élevées. Par exemple, on trouve des gîtes de type SEDEX à tous les niveaux de la croûte, notamment aux faciès des amphibolites et des granulites où ils peuvent représenter des minéralisations très importantes (par ex. Broken Hill ou Mount Isa en Australie; Jébrak et Marcoux, 2008). Les grandes étendues de métasédiments métamorphisés au faciès supérieur des amphibolites et des granulites offrent aussi un potentiel pour les minéralisations en graphite cristallin et pour les métaux associés, comme le V et le Zn.

Dans la Zone noyau, l’association spatiale entre les minéralisations disséminées localisées à l’intérieur et en bordure d’une unité intrusive felsique à intermédiaire (indices lac Champdoré) et les minéralisations filoniennes dans les métavolcanites (indices Niviaxie) représente un environnement géologique intéressant favorable à la mise en place de divers types de gîtes, incluant les minéralisations de types porphyre à Cu-Mo-Au et épithermale à Au-Ag. Les indices Lac Champdoré et Niviaxie se trouvent aussi à proximité de la Faille du Lac Turcotte qui constitue la limite entre la Zone de Rachel-Laporte et la Zone noyau. Une attention particulière devrait être portée aux altérations présentes dans ce secteur afin d’orienter la prospection. Comme mentionné précédemment, celles-ci peuvent être plus difficiles à reconnaître étant donné qu’elles ont été affectées par le métamorphisme et la déformation.

Les teneurs anomales en Nb, Ta et terres rares dans les roches calcosilicatées et les gneiss carbonatés de la Suite de Préville représentent aussi un contexte intéressant étant donné que cette suite se trouve dans le prolongement structural du Complexe de Le Moyne qui comprend de nombreux gîtes connus de ce type. Le Préville pourrait représenter une séquence de métavolcanoclastites carbonatées, ou encore une zone d’altération métamorphisée majeure dans la Supersuite de Laporte.

Enfin, les minéralisations de Ni-Cu dans les intrusions mésoprotérozoïques de la Suite de Soisson devraient être examinées avec plus d’attention étant donné les rapprochements faits récemment avec l’intrusion de Voisey’s Bay (Corrigan et al., en préparation).

20 octobre 2016