Les roches majoritairement gneissiques appartenant au Complexe de Manitou sont d’abord cartographiées comme des unités indifférenciées de roches (gneiss) métasédimentaires (paragneiss), de gneiss granitique et de roches anorthositiques et gabbroïques associées (amphibolite) (Greig, 1940, 1945; Faessler, 1945; Grenier, 1952; Blais, 1953, 1960; Hogan, 1953, 1971; Klugman, 1954, 1955; Jenkins, 1956, 1957; voir tableau ci-dessous pour les détails). Dans leur cartographie régionale des feuillets SNRC 22I, 22J et 22P, Franconi et al. (1971, 1975), Franconi et Sharma (1973), Sharma et Franconi (1975), puis Avramtchev (1984), identifient des unités de migmatite, de paragneiss mixte et d’amphibolite, de gneiss chanockitique et, en proportions moindres, de granite avec pegmatite, de mangérite ainsi que de gabbro, de métagabbro et d’amphibolite.

Le Complexe de Manitou est officiellement introduit dans les travaux de cartographie et de compilation du Ministère à l’échelle 1/50 000 des feuillets 22I et 22P (Gobeil, 1997; Gobeil et al., 1997a-b, 1999, 2000, 2002a-c, 2003a-c; Bilodeau et al., 1999; Chevé et al., 1999, 2001; Nadeau et al., 2002a-b; Grant, 2003a-b). Il est alors divisé en unités gneissiques (pPmPmnt1a à pPmPmnt1h), en unités intrusives felsiques (pPmPmnt2a à pPmPmnt2g) et en unités intrusives mafiques à ultramafiques (pPmPmnt3a à pPmPmnt3c) (voir tableau ci-dessous). Dans leur synthèse de la géologie de la Moyenne-Côte-Nord (feuillets 22I et 22P), Gobeil et al. (2002a, 2003a) déterminent des unités gneissiques similaires sans toutefois les numéroter, et n’individualisent pas la plupart des unités intrusives. Par contre, les lithologies correspondantes de la partie ouest du complexe (feuillet 22J) demeurent indifférenciées (Bilodeau et Gobeil, 2000a-c; voir tableau ci-dessous). Elles sont associées au Complexe de Manitou dans le cadre de la rédaction de cette fiche stratigraphique, alors que les unités informelles sont remaniées afin de bien distinguer les unités gneissiques et de tenir compte de l’abondance des différentes lithologies sur toute l’étendue du complexe. L’âge paléoprotérozoïque à mésoprotérozoïque est également modifié pour un âge mésoprotérozoïque à la suite des datations effectuées par Wodicka et al. (2003). Le nom fait référence au lac Manitou (feuillet 22I14).

Le terme Complexe de Manitou s’applique à un ensemble déformé et métamorphisé de roches gneissiques et de roches intrusives felsiques, mafiques et ultramafiques, localisé sur le plateau à l’est du lac Manitou (feuillet 22I14) (Chevé et al., 1999, 2001; Gobeil et al., 1999, 2000, 2003a; Wodicka et al., 2003). La signature magnétique de ces roches permet de les suivre vers l’ouest jusqu’à la vallée de la rivière Nipissis (feuillets 22I12, 22I13, 22J08 et 22J09) et vers le sud, jusqu’au lac des Eudistes (feuillets 22I06 et 22I11). Le gneiss quartzo-feldspathique (mPmnt1), le gneiss granitique (mPmnt2), localement œillé (mPmnt3), et le gneiss à orthopyroxène, clinopyroxène et hornblende (mPmnt4) dominent dans le Complexe de Manitou. Ils sont accompagnés de paragneiss à sillimanite ou à graphite, de quartzite, de marbre, de roche calcosilicatée, de grenatite (mPmnt5) et d’amphibolite (équivalent à mPmnt7). Il est bon de noter que, dans le cadre d’un levé géologique à l’échelle 1/50 000, la mise en carte d’unités lithologiques de puissance métrique et d’extension longitudinale limitée (c’est-à-dire difficiles à tracer d’un cheminement à un autre) ne peut se faire sans nuire, le plus couramment, à la clarté de la carte (Chevé et al., 1999). En conséquence, les unités gneissiques ci-mentionnées (mPmnt1 à mPmnt5) sont définies à partir de la prédominance d’une lithologie. Les roches intrusives sont de composition felsique à intermédiaire (mPmnt6) et mafique à ultramafique (mPmnt7). Ces roches intrusives sont peu à très déformées et vraisemblablement syncinématiques à postcinématiques.

De façon générale (feuillets 22I et 22P), les roches d’origine typiquement sédimentaire dominent dans un secteur plus ou moins circulaire délimité par les lacs des Eudistes, du Caribou et Boudreau au sud, à l’ouest et au nord, et par la rivière Manitou à l’est (feuillet 22I11) (Gobeil et al., 2003a). Ces affleurement sont dominés par du gneiss quartzo-feldspathique à biotite et/ou hornblende et/ou pyroxènes avec ou sans grenat, du paragneiss à biotite et/ou grenat et/ou sillimanite et graphite, et par endroits, du quartzite (mPmnt1a). Un peu de roches calcosilicatées et de marbres cristallins affleurent dans la région du lac des Eudistes. La présence de conducteurs formationnels dans cet assemblage sédimentaire permet de mettre en évidence la complexité de la déformation qui affecte ces roches. Le pourtour extérieur de la zone typiquement sédimentaire est constitué majoritairement de gneiss granitique (mPmnt2), en général faiblement magnétique. Enfin, la partie SW du Complexe de Manitou est représentée par un orthogneiss granitique œillé, localement porphyroclastique (mPmnt3) qui contient, par endroits, des niveaux centimétriques à métriques de gneiss rubané mafique ou d’amphibolite (mPmnt7). Cette unité contient également quelques pointements de mangérite.

Les roches du Complexe gneissique de Manitou présentent des assemblages minéralogiques stables au faciès supérieur des amphibolites et au faciès des granulites (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 1999, 2000, 2003a). Un gradient métamorphique croissant d’ouest en est se dégage dans la région du complexe (Gobeil et al., 2003a). L’assemblage à quartz, orthose, plagioclase, grenat, sillimanite et biotite marque la transition entre le faciès supérieur des amphibolites et le faciès des granulites (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 1999, 2000). Il correspond approximativement à des pressions de l’ordre de 3,5 à 5 kbar et à des températures de l’ordre de 650 à 700 °C (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 1999). En outre, l’assemblage à orthopyroxène, clinopyroxène, plagioclase, grenat qui est commun dans les roches métamorphiques mafiques de part et d’autre du lac Manitou (feuillet 22I14) et au nord du lac des Eudistes (feuillet 22I11) est diagnostique du faciès des granulites, tout comme l’est la présence d’orthopyroxène dans les lits de mobilisat (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 2000, 2003a). Dans la région du lac Nipisso (feuillet 22I13) et au sud (partie ouest du feuillet 22I12), le pyroxène est pratiquement absent dans les assemblages métamorphiques. Les paragenèses communes sont typiques des faciès moyen à supérieur des amphibolites. Ce sont, entre autres, les assemblages à quartz, microcline, sillimanite, biotite et plagioclase ou encore ceux à quartz, plagioclase, hornblende et biotite (Chevé et al., 1999).

Les roches gneissiques du Complexe de Manitou sont, en général, très déformées (Gobeil et al., 2003a). Une foliation et une gneissosité anciennes associées à un métamorphisme précoce ont été reprises par une déformation plus récente donnant lieu à la formation d’une structure planaire très régulière de type « gneiss droit ». Une linéation minérale et d’étirement et de nombreux indicateurs cinématiques indiquent un transport tectonique important vers le NW. Le métamorphisme ancien en question n’a pas été reconnu à travers les minéraux qui ont été datés. Il peut représenter les premières manifestations du métamorphisme grenvillien qui a culminé vers 1080 Ma (Wodicka et al., 2003). Ce métamorphisme peut être plus vieux (d’âge pinwarien [~1,52–1,45 Ga] ou labradorien [~1,71–1,60 Ga]) et complètement masqué par les effets du métamorphisme grenvillien [~1,09–0,98 Ga].

Complexe de Manitou 1 (mPmnt1) : Gneiss quartzo-feldspathique

L’unité mPmnt1 à prédominance de gneiss quartzo-feldspathique constitue l’unité dominante du Complexe de Manitou dans sa partie nord, par exemple dans le secteur des lacs Manitou et Nipisso (feuillets 22I13 et 22I14, partie nord du feuillet 22I15, coin NW du feuillet 22I16, coin SW du feuillet 22P02, partie sud du feuillet 22P03 et coin SE du feuillet 22P04 (Chevé et al., 1999, 2001; Gobeil et al., 2000). Des niveaux, non cartographiables à l’échelle 1/50 000, de puissance décamétrique à hectométrique et de continuité longitudinale limitée, de gneiss à clinopyroxène, orthopyroxène et hornblende (mPmnt4), de gneiss granitique (mPmnt2) et de paragneiss (mPmnt5) accompagnent le gneiss quartzo-feldspathique. Toutes ces lithologies sont communément l’hôte de niveaux centimétriques à décimétriques de métagabbro et d’amphibolite semblables à ceux qui caractérisent l’unité mPmnt7. Le comportement rhéologique de ces derniers, plus compétents, révèle dans une large mesure les effets des premières déformations (Chevé et al., 1999). Toutes ces roches sont caractérisées par une excellente gneissosité montrant une alternance de lits foncés et de lits pâles qui se définissent par des pourcentages différents de minéraux ferromagnésiens ou par la présence de lits de mobilisat quartzo-feldspathique (Gobeil et al., 1999, 2000). La foliation est mise en évidence par l’alignement des lamelles de biotite ou de hornblende, si elles sont présentes, ou encore dans les faciès plus déformés par l’étirement des grains de quartz qui, à la limite, forment des rubans.

Typiquement, le gneiss quartzo-feldspathique est folié à rubané, à grain fin à moyen et de couleur pâle à moyenne dans des teintes de gris, de rose ou de vert (Chevé et al., 1999). En lame mince, il montre une texture granoblastique isogranulaire à hétérogranulaire. Il est composé de 35 à 50 % de quartz, 15 à 40 % de feldspaths et <30 % (généralement <15 %) de minéraux ferromagnésiens (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 1999). Le plagioclase, l’orthose perthitique et localement le microcline se partagent la composante feldspathique de la roche en des proportions variables l’un par rapport à l’autre, mais communément avec une dominance plagioclasique. La biotite, vert brunâtre à brun-rouge, constitue le minéral ferromagnésien commun, mais pas nécessairement le plus abondant. Elle est accompagnée dans la paragenèse métamorphique d’un ou de plusieurs des minéraux suivants : hornblende, pyroxènes (clinopyroxène et/ou orthopyroxène), grenat (<5 %), muscovite, sillimanite et/ou graphite.

Le gneiss à sillimanite-muscovite-graphite forme des affleurements isolés ou des bandes dans la région du lac Nipisso (feuillet 22I13) (Gobeil et al., 1999). Il est de couleur rouille en surface altérée et gris pâle à gris foncé en surface fraiche. Le liant entre les grains ayant été détruit, la roche se désintègre très facilement. Elle contient du quartz, de la biotite, du plagioclase, du microcline, de la muscovite, du graphite et du grenat. La sillimanite se présente en grappes d’aiguilles très fines ou en cristaux isolés. Les minéraux accessoires du gneiss quartzo-feldspathique sont la titanite, l’apatite, le zircon et des minéraux opaques (magnétite et/ou pyrite; ≤5 %) (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 1999). 

Les effets de la déformation régionale intense ont conduit à la genèse de gneiss droit (Chevé et al., 1999). Sans affecter véritablement la paragenèse, cette déformation se manifeste au microscope par une microgranulation périphérique des grains de la trame quartzo-feldspathique qui conduit à une texture cloisonnée. L’intensité de la déformation augmentant, celle-ci évolue vers une véritable texture mylonitique. Les réajustements minéralogiques tardifs les plus prononcés régionalement se manifestent par la damouritisation du plagioclase à des degrés divers, mais généralement peu intense, et par la chloritisation de la biotite.

Complexe de Manitou 1a (mPmnt1a) : Alternance de gneiss quartzo-feldspathique et de paragneiss

L’unité mPmnt1a remplace l’unité mPmnt1 comme la toile de fond du socle rocheux dans la région au nord du lac des Eudistes (feuillet 22I11) (Gobeil et al., 2000). Elle se distingue de l’unité mPmnt1 par des proportions sensiblement égales de gneiss quartzo-feldspathique et de paragneiss, alors que le premier domine largement le second dans l’unité mPmnt1. Ailleurs, elle forme des niveaux d’épaisseur et d’extension limitée. À l’instar de l’unité mPmnt1, l’unité mPmnt1a contient également des proportions subordonnées de gneiss à orthopyroxène, clinopyroxène et hornblende (mPmnt4), de gneiss granitique (mPmnt2) et d’amphibolite (mPmnt7).

Le gneiss quartzo-feldspathique est similaire à celui décrit dans l’unité mPmnt1 (Gobeil et al., 2000). Il contient généralement <15 % de minéraux ferromagnésiens, soit la biotite, la hornblende et/ou les pyroxènes (clinopyroxène et/ou orthopyroxène), avec présence locale de grenat (<5 %). En lame mince, la roche montre une texture granoblastique saccharoïdale à interlobée; la granulométrie est isogranulaire à hétérogranulaire. Le gneiss se compose de quartz, de plagioclase et de feldspath potassique. Le plagioclase domine généralement l’orthose perthitique. Le microcline est absent. La biotite, vert brunâtre à brun-rouge, constitue le minéral ferromagnésien le plus commun. Elle peut être accompagnée de hornblende et plus rarement de clinopyroxène et/ou d’orthopyroxène, de grenat, de sillimanite ou de muscovite. La minéralogie accessoire est constituée de minéraux opaques (magnétite ou sulfures), de titanite, d’apatite, de zircon et rarement d’allanite. Parmi les phénomènes de rétrométamorphisme les plus communs, il faut noter la séricitisation du plagioclase et la chloritisation de la biotite. La muscovite, en porphyroblastes de faible dimension, apparaît comme un minéral tardif.

Le paragneiss est commun et il est intimement associé au gneiss quartzo-feldspathique dans la partie centrale du feuillet 22I11 (Gobeil et al., 2000). Il consiste en gneiss quartzo-feldspathique à biotite et/ou grenat et, localement, à graphite et/ou sillimanite, en gneiss quartzeux et en quartzite. La présence de graphite dans cette lithologie est à l’origine des nombreux conducteurs dans cette unité, en particulier de part et d’autre de la rivière Manitou entre le lac des Eudistes, au sud, et les lacs Boudreau et du Canot, au nord. L’affleurement typique de paragneiss est gris, gris brunâtre ou brun rouille due à la présence de graphite ou de sulfures. Il est caractérisé par un rubanement centimétrique à décimétrique mis en évidence par un pourcentage variable des minéraux leucocrates et mélanocrates ou par la présence de lits centimétriques de mobilisat. La présence de lits de gneiss quartzeux (≤80 % de quartz) ou de quartzite associés au paragneiss est commune. L’érosion différentielle des lits de paragneiss par rapport aux lits de gneiss quartzeux ou de quartzite a pour effet d’amener les premiers en dépression par rapport aux seconds.

En lame mince, le paragneiss montre une texture lépidoblastique à granoblastique caractérisée par des lamelles de biotite distribuées dans une matrice quartzo-feldspathique, granoblastique, saccharoïdale à interlobée et isogranulaire à hétérogranulaire (Gobeil et al., 2000). La matrice quartzo-feldspathique est composée de quartz, de plagioclase et d’orthose mésoperthitique ou, très rarement, de microcline. La proportion de feldspath alcalin est toujours largement inférieure à celle du plagioclase. La biotite est brune à brun-rouge et se présente généralement en fines lamelles définissant la foliation ou, plus rarement, en agrégats. Le grenat et la sillimanite sont intimement associés à la biotite. Le grenat forme des porphyroblastes qui peuvent atteindre 1 cm de diamètre. Les grains, généralement craquelés, sont par endroits pœciloblastiques et remplis d’inclusions de quartz, de feldspaths, de biotite ou de sillimanite. La sillimanite forme des prismes allongés parallèles à la foliation ou des sections losangiques. Le graphite (≤5 %) se présente en fines paillettes allongées le long de la foliation. Les minéraux accessoires sont les minéraux opaques (magnétite ou sulfures), la titanite, l’apatite, le zircon et rarement l’allanite. Les phénomènes de rétrométamorphisme sont les mêmes que ceux décrits dans le gneiss quartzo-feldspathique (séricitisation du plagioclase et la chloritisation de la biotite). Enfin, la muscovite secondaire apparaît sous la forme de porphyroblastes de faible dimension. Le gneiss quartzeux montre la même minéralogie que le paragneiss; il ne s’en distingue que par la proportion de quartz qui peut atteindre 80 %. Le quartzite comporte >80 % de quartz. 

Complexe de Manitou 1b (mPmnt1b) : Alternance de gneiss quartzo-feldspathique et de gneiss à clinopyroxène-orthopyroxène-hornblende

L’unité mPmnt1b est introduite au niveau de l’extrémité nord (feuillets 22P02 à 22P04) du complexe par Chevé et al. (2001) pour définir une entité peu exposée qui apparaît comme une unité mixte entre les unités mPmnt1 et mPmnt4. Elle se compose en effet de proportions sensiblement égales de gneiss quartzo-feldspathique (mPmnt1) et de gneiss à clinopyroxène, orthopyroxène et hornblende (mPmnt4) au travers desquels sont identifiées des proportions mineures, non cartographiables à l’échelle 1/50 000, de gneiss granitique (mPmnt2) et d’amphibolite (mPmnt7).

Complexe de Manitou 2 (mPmnt2) : Gneiss granitique

Le gneiss granitique constitue la lithologie prédominante de l’unité mPmnt2 (Chevé et al., 1999, 2001; Gobeil et al., 1999, 2000). Comme pour les autres unités gneissiques, ces terrains exposent des proportions mineures, non cartographiables au à l’échelle 1/50 000, de gneiss quartzo-feldspathique et de gneiss à clinopyroxène, orthopyroxène et hornblende semblables respectivement à ceux des unités mPmnt1 et mPmnt4. Ces gneiss constituent communément 10 à 35 % des affleurements en s’intercalant plus ou moins régulièrement en bandes de puissance décimétrique entre des niveaux décimétriques à décamétriques de gneiss granitique (Chevé et al., 1999). De telles relations suggèrent que l’unité mPmnt2 correspond à une zone d’intense injection de dykes ou de filons-couches de matériel granitique dans un protolite semblable à celui des unités mPmnt1 et/ou mPmnt4. L’unité mPmnt2 comprend également des granitoïdes syntectoniques à tarditectoniques de l’unité mPmnt6a et de la mangérite de l’unité mPmnt6e. Le gneiss granitique peut représenter des intrusions granitiques déformées et métamorphisées lors de la déformation régionale (Gobeil et al., 2000). Il peut également représenter des unités volcano-sédimentaires de composition appropriée, telles des roches arkosiques dans un environnement sédimentaire ou des roches rhyolitiques dans un environnement volcanique. Enfin, le gneiss granitique contient des lits d’amphibolite ou de gabbro (Gobeil et al., 1999).

Le gneiss granitique est rosé à franchement rose et de granulométrie hétérogène variant de fine à moyenne (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 1999, 2000). Il contient généralement <10 % de minéraux ferromagnésiens. Il est constitué d’un assemblage, dans des proportions très variables, de quartz (20 à 35 %), de microcline et d’orthose faiblement perthitique à mésoperthitique (10 à 60 %) et de plagioclase (10 à 30 %; albite probable). Ces minéraux s’agencent dans une texture granoblastique hétérogranulaire, interlobée à saccharoïde selon le degré d’interpénétration des grains (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 2000). La déformation de ces roches est très perceptible en affleurement par la coloration bleutée et par l’étirement des grains de quartz (Chevé et al., 1999). En lame mince, elle se reflète par le développement de rubans de quartz à extinction ondulante, par l’allongement préférentiel des feldspaths ainsi que par la néoformation de petits cristaux de quartz et de feldspaths alcalins, libres de déformations internes, à la périphérie des grains de la trame quartzo-feldspathique.

Les minéraux ferromagnésiens sont représentés par la biotite, la hornblende et localement le grenat (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 1999, 2000). Les minéraux accessoires sont les minéraux opaques, la titanite, l’apatite, le carbonate et le zircon. Les minéraux ferromagnésiens sont généralement instables et montrent des évidences d’altération intense (Chevé et al., 1999). La hornblende est déstabilisée : elle laisse apparaître de nombreuses aiguilles de minéraux opaques dans les plages les moins altérées, alors que de fines plaquettes de biotite secondaire s’insinuent le long des plans de clivage et/ou de fracture (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 2000). À un stade plus avancé, la biotite (tant celle de la matrice que celle secondaire) est profondément chloritisée et saupoudrée de fines inclusions de leucoxène et d’épidote. De la calcite accompagne généralement cette altération qui, lorsque très prononcée, laisse un agrégat pœcilitique qui délimite le grain de hornblende initial (Chevé et al., 1999). Parallèlement à ce processus, les minéraux opaques s’enveloppent d’une couronne de titanite/leucoxène (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 2000). La trame feldspathique est peu affectée au cours de ce processus. Les plagioclases révèlent une saussuritisation ou une séricitisation du même ordre d’intensité que celle du gneiss quartzo-feldspathique (mPmnt1) ou du gneiss à clinopyroxène, orthopyroxène et hornblende (mPmnt4).

L’unité de gneiss granitique située près de la bordure nord du Complexe de Matamec, dans la partie nord du feuillet 22I13, est fortement déformée et mylonitisée (Gobeil et al., 1999). Le quartz se présente en rubans polycristallins et la taille des autres minéraux, soit les feldspaths et la hornblende, a été considérablement réduite. La biotite se présente en lamelles allongées dans la foliation. La sillimanite et des porphyroclastes d’orthose et de hornblende sont présents par endroits.

Complexe de Manitou 3 (mPmnt3) : Orthogneiss granitique œillé ou porphyroclastique

L’unité mPmnt3 forme de gros massifs d’orthogneiss granitique œillé ou porphyroclastique (Gobeil et al., 1999, 2000). L’orthogneiss granitique œillé est généralement rosé, par endroits gris pâle, de granulométrie fine à grossière et folié à fortement gneissique et bien recristallisé. Il est composé de porphyroclastes communément œillés de feldspath potassique (microcline) perthitique, localement rapakivique, et de plagioclase dans une matrice granoblastique constituée de quartz, de feldspaths (microcline et plagioclase), de biotite, de hornblende et, localement, de grenat. Les clastes contiennent des inclusions de quartz, de plagioclase et de biotite (Gobeil et al., 1999). Le quartz se présente en grains suturés et contient des inclusions de plagioclase et de biotite. Le plagioclase contient des antiperthites en taches et il est localement séparé du microcline par une couronne d’albite. La hornblende verte et la biotite se présentent en grappes ou en lentilles orientées dans la foliation. La biotite est postérieure à la hornblende. Les minéraux accessoires sont l’apatite, le zircon, la titanite, l’allanite et la magnétite. La titanite est très abondante et associée à la hornblende verte. Hogan (1971) note que le grenat et la hornblende sont abondants dans le gneiss granitique œillé le long de son contact nord avec le gneiss quartzo-feldspathique (mPmnt1) (centre du feuillet 22I13). L’alignement des feldspaths déformés et des yeux de quartz donne une linéation reconnaissable sur la plupart des affleurements. Le gneiss œillé est coupé par des dykes foliés de composition granodioritique constitués de quartz, de plagioclase, de microcline, de biotite et de hornblende. L’unité mPmnt3 comprend également des niveaux centimétriques à décimétriques de gneiss rubané mafique à biotite, amphibole et pyroxènes ainsi que quelques pointements de mangérite (Gobeil et al., 2000).

Complexe de Manitou 4 (mPmnt4) : Gneiss à clinopyroxène-orthopyroxène-hornblende ± biotite ± grenat

L’unité mPmnt4 à prédominance de gneiss à clinopyroxène, orthopyroxène et hornblende définit des bandes peu épaisses, 500 m à 1 km généralement, qui se suivent latéralement sur quelques kilomètres de longueur en suivant le grain tectonique dans la région du lac Manitou (partie nord du feuillet 22I11, coin NE du feuillet 22I13, feuillet 22I14 et partie sud du feuillet 22P03) (Chevé et al., 1999, 2001; Gobeil et al., 1999, 2000). Soulignons la présence de cette lithologie en des niveaux non cartographiables de quelques centimètres à quelques mètres d’épaisseur dans les unités à prédominance de gneiss quartzo-feldspathique (mPmnt1) et de gneiss granitique (mPmnt2) (Chevé et al., 2001). Par ailleurs, des niveaux non cartographiables de gneiss quartzo-feldspathique (mPmnt1) et de gneiss granitique (mPmnt2) complètent la définition de l’unité mPmnt4 qui, en outre, se caractérise par l’omniprésence de bandes centimétriques à décimétriques d’amphibolite ou de gneiss amphibolitique (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 2000).

Le gneiss de référence de l’unité mPmnt4 est gris à verdâtre à brunâtre, à grain moyen, folié plutôt que rubané (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 2000). La nature gneissique de cette lithologie est définie par l’alternance de lits amphibolitiques plus ou moins mélanocrates qui représentent communément 10 à 20 % des surfaces exposées et de lits centimétriques de gneiss quartzo-feldspathique ou de mobilisat (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 1999, 2000). Les grains de quartz des lits clairs sont allongés et prennent l’aspect de rubans (Gobeil et al., 1999). Ce matériel pourrait représenter du matériel felsique injecté dans une roche mafique et transposé par la suite lors d’épisodes de déformation.

En lame mince, le gneiss à pyroxène est à grain moyen et montre une texture granoblastique saccharoïdale, généralement isogranulaire (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 2000). La composante felsique du gneiss représente 50 à 60 % de la roche; elle est constituée principalement de plagioclase et, par endroits, de traces de feldspath potassique ou de quartz, ce dernier n’excédant que rarement 10 % (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 1999, 2000). La scapolite est présente localement (Chevé et al., 1999). Les minéraux ferromagnésiens constituent 35 à 45 % de la minéralogie du gneiss (Chevé et al., 1999). Le clinopyroxène, incolore à faiblement verdâtre, en est le minéral caractéristique, mais pas nécessairement le plus abondant (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 2000). Il est typiquement accompagné de proportions variables (trace à 20 % individuellement) d’orthopyroxène et de hornblende verte et de proportions mineures (<2 %) de biotite brune et de grenat (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 1999, 2000). Localement, toutefois, ces deux derniers minéraux constituent, avec le clinopyroxène, la paragenèse caractéristique du gneiss (Chevé et al., 1999). La hornblende verte semble en équilibre avec les pyroxènes et le plagioclase (Gobeil et al., 2000). Quel que soit l’assemblage métamorphique principal, la minéralogie accessoire primaire est définie, en ordre d’abondance décroissante, par des minéraux opaques (<10 %, magnétite principalement), de l’apatite (<2 %) et du zircon (traces) (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 2000).

Les effets du rétrométamorphisme et/ou de l’altération se manifestent à des degrés variables (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 2000), mais généralement peu intenses dans la région du lac Manitou (feuillets 22I14) (Chevé et al., 1999). Les minéraux les plus sensibles sont l’orthopyroxène et la biotite. Le premier s’entoure alors de matériel microcristallin jaune orangé à brun rougeâtre (iddingsite) au travers duquel il apparaît localement en reliques, alors que le second subit différents degrés de chloritisation (chloritisation contrôlée par le clivage et accompagnée de fines granules de minéraux opaques et/ou de titanite) (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 2000). Les réajustements minéralogiques de la hornblende, du clinopyroxène et du plagioclase sont plus limités. Lorsqu’ils se manifestent, la hornblende s’enveloppe généralement d’une couronne plus ou moins importante d’actinote, de biotite secondaire et de chlorite; il en est de même pour le clinopyroxène avec une couronne d’ouralite, alors que le plagioclase subit une saussuritisation ou une séricitisation interne d’intensité variable.

Complexe de Manitou 5 (mPmnt5) : Paragneiss, localement roches calcosilicatées ou marbre

L’unité mPmnt5 à prédominance de paragneiss est l’unité qui, géographiquement, est la plus restreinte des unités gneissiques du Complexe de Manitou; elle se limite à des bandes hectométriques se suivant latéralement sur quelques kilomètres de longueur (Chevé et al., 1999, 2001). Plusieurs niveaux de ces paragneiss étant porteurs de graphite, ces bandes sont particulièrement bien mises en évidence sur les levés géophysiques par la concentration d’anomalies électromagnétiques (Chevé et al., 1999). Des niveaux métriques à décamétriques de gneiss à clinopyroxène, orthopyroxène et hornblende et, en proportion moindre, de gneiss quartzo-feldspathique, semblables respectivement à ceux des unités mPmnt4 et mPmnt1, s’intercalent dans le paragneiss. La présence de gneiss quartzeux et de lentilles (quelques décimètres de puissance et quelques mètres de longueur) composées de grenat (>35 %), d’orthopyroxène et/ou de hornblende constitue des particularités locales rencontrées sur le plateau dominant la partie SE du lac Manitou (coin SE du feuillet 22I14).

Le paragneiss se caractérise en affleurement par un rubanement centimétrique assez régulier marqué essentiellement par des variations dans le pourcentage relatif des minéraux quartzo-feldspathiques et des minéraux ferromagnésiens (Chevé et al., 1999). Il s’agit d’une roche communément à grain fin, gris brunâtre qui devient nettement brun rouille et friable sur les sites où une fine dissémination pyriteuse et/ou graphiteuse est présente. En lame mince, le paragneiss commun présente une texture lépidogranoblastique caractérisée par des lamelles de biotite plus ou moins orientées, serties dans une matrice quartzo-feldspathique hétérogranulaire à texture granoblastique interlobée. Cette matrice (50 à 70 % du gneiss) est composée essentiellement de quartz et de plagioclase. Des variations significatives dans le rapport de ces deux minéraux s’observent d’une lame mince à l’autre, leur abondance respective variant généralement de 20 à 50 %. Des proportions mineures d’orthose faiblement perthitique accompagnent localement le quartz et le plagioclase. Le développement significatif de ce minéral (20 à 40 %) dans des bandes d’épaisseur millimétrique à centimétrique est le reflet soit de lits arénacés du protolite sédimentaire, soit de veinules ou veines précoces de matériel granitique entraînées dans la déformation du gneiss.

La biotite (5 à 25 %) du paragneiss est typiquement brune à brun rougeâtre et parsemée de nombreux grains de zircon de faible dimension (10 à 200 µm de diamètre) (Chevé et al., 1999). Dans les faciès pauvres en minéraux ferromagnésiens, elle se présente généralement en petites lamelles isolées, disposées plus ou moins parallèlement les unes aux autres et au rubanement. Dans les faciès les plus riches (35 à 40 % de minéraux ferromagnésiens), elle forme plutôt des agrégats irréguliers, peu orientés, de lamelles enchevêtrées. Quelques lamelles de muscovite accompagnent localement la biotite dans chacun de ces deux habitus. Le grenat et la sillimanite s’associent inégalement à la biotite dans la paragenèse métamorphique du paragneiss. En effet, si la présence du grenat est commune, localement même abondante (20 à 35 %), celle de la sillimanite est plus restreinte. Tout comme pour son abondance, la granulométrie du grenat est très variable. Les grains les plus grossiers, de 3 à 8 mm, voire localement 1 cm, sont très craquelés, faiblement pœcilitiques, et présentent communément des pourtours arrondis profondément échancrés. Il s’agit de porphyroclastes d’où sont probablement nés, par granulation, les grains irréguliers plus petits, millimétriques, qui les accompagnent dans le paragneiss. Si présente, la sillimanite est bien cristallisée et forme des prismes aciculaires à sections transverses losangiques presque carrées et de taille variable (arêtes de quelques millimètres pour les plus gros). La sillimanite est rarement en grains isolés; ceux-ci tendent à former de petits agrégats très étirés parallèlement à la foliation, seuls, ou, plus communément, avec de la biotite et du grenat. Où présents, les phénoclastes de grenat contiennent des inclusions de sillimanite, isolés ou en agrégats, de biotite, d’orthose, de plagioclase et de quartz. Le graphite constitue rarement >5 % de l’assemblage minéralogique du paragneiss. Par endroits, il se présente en fins granules irréguliers ou, plus rarement, en un film à la périphérie des grains de quartz et de feldspath de la matrice. Ce dernier habitus est probablement à l’origine de la friabilité des faciès les plus graphiteux.

Des paragenèses à clinopyroxène et/ou orthopyroxène et/ou hornblende verte en présence de biotite et/ou de grenat définissent bon nombre de bandes mésocrates, d’épaisseur millimétrique à centimétrique, intimement interrubanées dans le gneiss à biotite et grenat (Chevé et al., 1999). Ces bandes s’apparentent minéralogiquement au gneiss de l’unité mPmnt4. Il s’agit là probablement de variations de composition liées au protolite sédimentaire. La présence de scapolite et de carbonate dans la trame granoblastique felsique traduit probablement un autre type de variation, carbonaté celui-là, dans l’empilement sédimentaire. Le paragneiss observé dans le feuillet 22P03 diffère également quelque peu du paragneiss typique décrit ci-dessus (Chevé et al., 2001). Il se définit essentiellement par du gneiss (quartzo-feldspathique) mésocrate à biotite dans lequel s’intercalent des couches de gneiss mélanocrate à biotite et, plus rarement, des niveaux peu épais (<15 cm) de roches calcosilicatées. Toutes ces roches sont à grain fin et semblent dériver de couches de pélites et de sédiments fins calcareux, interstratifiées dans une séquence majeure siltogréseuse ou semi-pélitique impure. Aucune présence de graphite ou de conducteur électromagnétique n’est associée à ces gneiss. Quelques pointements sont par contre les hôtes d’une fine minéralisation sulfurée disséminée de Cu ± Zn ± Pb ± Ag.

Des affleurements de roches calcosilicatées ou de marbre ont été cartographiés sur la rive ouest du lac Brézel et sur les rives est et ouest du lac des Eudistes (feuillet 22I11; Gobeil et al., 2000). Cette séquence se présente en lits centimétriques à décimétriques et est associée à des roches typiquement sédimentaires, soit du quartzite, du gneiss quartzeux, du paragneiss alumineux avec ou sans graphite et de l’amphibolite grenatifère (Gobeil et al., 2000). Le marbre est gris pâle à beige crème et à grain moyen à grossier. Il est composé principalement de calcite accompagnée de diopside, de scapolite, de plagioclase, de quartz et de titanite. Les roches calcosilicatées sont constituées de scapolite, de quartz, de plagioclase, de diopside, de grenat, de calcite et de titanite. Le grenat se présente en couronnes qui s’insèrent entre la scapolite et les autres silicates. Par endroits, il semble que la scapolite se soit développée aux dépens du plagioclase. Enfin, les lits riches en diopside sont typiquement pauvres en quartz. Sur la rive ouest du lac Brézel, l’unité de roches calcosilicatées forme une brèche constituée de fragments de marbre, de roches calcosilicatées et de roches felsiques très déformées et mylonitisées. Cette brèche est caractérisée par un rubanement mylonitique et est probablement associée au développement de la tectonite qui marque le contact au sud entre la Suite anorthositique de Havre-Saint-Pierre et les unités gneissiques du Complexe de Manitou au nord.

Complexe de Manitou 6 (mPmnt6) : Roches intrusives de composition felsique à intermédiaire  

Complexe de Manitou 6a (mPmnt6a) : Granite à feldspath alcalin et à pyroxènes

L’unité mPmnt6a consiste en une série de petites masses de granite à feldspath alcalin et à pyroxènes syncinématiques à tardicinématique d’apparence bien circonscrites et de l’ordre de 0,5 à 4 km de diamètre (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 2000). Les roches qui les composent sont grises à rosées à brunâtres, à grain fin à moyen et porphyriques à porphyroclastiques. Elles présentent communément une foliation conforme à celle des unités gneissiques encaissantes (mPmnt1 à mPmnt5). Toutefois, le développement de cette foliation varie beaucoup d’une masse à une autre et à l’intérieur d’une même masse; certaines adoptent une structure générale massive suggérant l’absence de déformation ou une faible emprise de cette dernière (Chevé et al., 1999).

En lame mince, la roche montre une paragenèse commune à quartz (20 à 25 %), orthose-microcline perthitique à mésoperthitique (45 à 60 %), plagioclase (<5 %), clinopyroxène (12 à 15 %), orthopyroxène (2 à 3 %), minéraux opaques (1 à 2 %) et, accessoirement, apatite, zircon, titanite et allanite (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 2000). Les variations minéralogiques conduisent à des lithofaciès marqués par le développement de grenat (10 à 15 %) ou de hornblende verte (1 à 3 %) et de biotite brune (<7 %). Des assemblages finement cristallisés de ces deux derniers minéraux témoignent en outre des effets d’une altération des minéraux ferromagnésiens antérieurs, plus particulièrement de l’orthopyroxène (Chevé et al., 1999). Notons également dans ces masses la présence de pointements de leucogabbro scapolitisé. Les interstices de la trame felsique de ce dernier logent des agrégats de hornblende-actinote fibreuse, incolore à vert-bleu, et de biotite brune, communément en voie de chloritisation. De telles variations pétrographiques suggèrent la présence d’enclaves de matériel de composition intermédiaire à mafique en voie d’assimilation par le matériel granitique, ou encore, les effets d’une diatexie incomplète.

Complexe de Manitou 6b (mPmnt6b) : Leucogranite à magnétite

Le leucogranite à magnétite (mPmnt6b) forme une masse principale ovoïde NNW-SSE de ~3 km de longueur sur 1,5 km de largeur située au SE du lac Manitou (feuillets 22I11 et 22I14; Chevé et al., 1999; Wodicka et al., 2003). Il forme également quelques lentilles allongées parallèlement au grain tectonique régional à l’est et à l’ouest du lac Gad (partie nord du feuillet 22I11; Gobeil et al., 2000). Le leucogranite à magnétite est associé à une anomalie magnétique régionale et il est l’hôte de minéralisations en fer et en terres rares (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 2000). La présence de fluorine dans l’échantillon du leucogranite daté (AG-96-2110), fluorine récupérée avec les différentes fractions de minéraux lourds extraites aux fins de datation, est compatible avec l’interprétation que certaines lithologies composant le Complexe de Manitou, notamment la mangérite (mPmnt6e) et la syénite (mPmnt6f et mPmnt6g), représentent une suite intrusive à caractère alcalin (Wodicka et al., 2003).

En affleurement, la roche est à grain fin, nettement rosé et pauvre en minéraux silicatés ferromagnésiens (<5 %) (Chevé et al., 1999). Une fine dissémination de minéraux opaques cubiques et magnétiques qui, en certains endroits peut atteindre près de 10 %, fait exception à cette règle. Plusieurs affleurements sont sans structure interne particulière, conférant à la roche un aspect massif et homogène (Chevé et al., 1999; Wodicka et al., 2003). De nombreux autres, par contre, laissent apparaître une amorce de rubanement centimétrique à la faveur d’une variation des teintes rosées à rougeâtres de la roche. Une foliation discrète, surtout révélée par l’alignement des minéraux opaques, accompagne communément ce rubanement. Des veines quartzeuses irrégulières, de quelques centimètres d’épaisseur et d’extension longitudinale métrique, et des veines de matériel pegmatitique rose à rougeâtre, de dimensions semblables, parcourent par endroits le granite plus ou moins parallèlement au rubanement et/ou à la foliation (Chevé et al., 1999). Bon nombre de ces veines ont été disloquées et reprises par la déformation. Des agrégats centimétriques de magnétite-hématite marquent occasionnellement le contact des veines de quartz avec l’encaissant. D’autre part, près des contacts avec les roches encaissantes foliées, le leucogranite isole des enclaves métriques à décamétriques de ces roches.

En lame mince, les faciès non ou peu déformés révèlent une texture grenue marquée par l’agencement de grains xénomorphes de feldspaths (70 à 85 %) plus ou moins engrenés et au travers desquels se logent des grains de quartz (15 à 25 %) plus petits (Chevé et al., 1999). Des variations s’observent, d’un échantillon à l’autre, dans la distribution et l’abondance relative des feldspaths. L’un des pôles est illustré par un assemblage de grains d’orthose perthitique (35 à 50 %) et de plagioclase (25 à 35 %) frangés tous les deux de microcline. Cette trame feldspathique laisse des interstices continus et jointifs, occupés par des grains plus petits de microcline (~10 %) et de quartz. L’autre pôle, dépourvu de plagioclase, exhibe un assemblage de microcline (50 à 60 %) et d’orthose (10 à 20 %), tous les deux perthitiques, qui isolent communément les grains de quartz les uns des autres. Les minéraux ferromagnésiens ont été profondément altérés. Ils ont été pour la plupart remplacés par un agrégat microgrenu de chlorite, de biotite verte, de séricite et d’épidote. Quelques reliques de hornblende verte émergent à l’occasion de ces agrégats, permettant de postuler qu’il s’agit là du minéral pseudomorphosé. Les effets de l’altération sont également enregistrés dans les minéraux opaques. La magnétite initiale, tant de la fine minéralisation disséminée que des agrégats centimétriques, est remplacée à des degrés divers par de l’hématite.

Une syénite quartzifère mélanocrate caractérise la bordure SE de la masse principale de l’unité mPmnt6b (Chevé et al., 1999). Cette roche particulière contient ~35 % de minéraux ferromagnésiens distribués dans une matrice de perthite (~50 %), de plagioclase (~10 %) et de quartz (~5 %). La perthite est une mésoperthite en bandelettes. Celle-ci est limitée à sa périphérie par une couronne de plagioclase en continuité optique avec celui des bandelettes plagioclasiques de la perthite qui, par endroits, a été soumise à un processus de recristallisation (extinction optique floue et ondulante mettant en évidence des plages ou sous-grains irréguliers). Des petits grains de plagioclase et de quartz marquent de façon discontinue la limite des grains de perthite et comblent les rares interstices de la roche. Une texture coronitique recristallisée et spectaculaire caractérise la syénite quartzifère mélanocrate. Le clinopyroxène est systématiquement l’hôte d’épaisses lamelles parallèles qui suggèrent des exsolutions initiales d’orthopyroxène. Ces lamelles, qui représentent 25 à 30 % du grain de pyroxène, sont actuellement remplacées par une hornblende verte très sombre et un cortège de granules plus ou moins régulièrement espacés de quartz et/ou de minéraux opaques bien cristallisés. Une couronne réactionnelle de hornblende vert foncé marque aussi systématiquement le contact du clinopyroxène et de la mésoperthite. Cette couronne est communément séparée du pyroxène par un chapelet de petits grains de quartz engagés dans une texture granoblastique en mosaïque. Une telle texture met clairement en évidence les effets d’une recristallisation à haute température d’une texture réactionnelle coronitique antérieure. Une relation texturale comparable, également recristallisée, mais en partie déstabilisée minéralogiquement, caractérise le contact des agrégats de magnétite et de microcline du leucogranite. Cette couronne se compose d’épidote, de chlorite, de quartz et de spinelle.

La minéralogie accessoire des différents faciès de l’unité mPmnt6b consiste essentiellement en minéraux opaques, apatite et zircon (Chevé et al., 1999). Dans la syénite quartzifère mélanocrate de bordure, le zircon présente communément de belles formes cristallines prismées. Des grains isolés d’allanite et de minéraux bruns métamictes (minéraux de terres rares?) parsèment la roche.

Complexe de Manitou 6c (mPmnt6c) : Granite à hornblende, folié à gneissique

À l’est du lac Nipisso (feuillet 22I13), le gneiss granitique œillé de l’unité mPmnt3 est injecté par un granite à hornblende, folié à gneissique et montrant une forte linéation (mPmnt6c) (Gobeil et al., 1999). C’est une roche à grain moyen à grossier composée de microcline perthitique, de plagioclase, de quartz, de hornblende et de biotite qui remplace la hornblende. Les minéraux accessoires sont l’apatite, le zircon et la magnétite.

Complexe de Manitou 6d (mPmnt6d) : Granite à biotite-hornblende-titanite, massif