Historique

Description

Complexe de Matamec 1 (mPmat1) : Gabbronorite; proportions mineures de monzonite, de granite, de gneiss et de quartzite

La gabbronorite est de loin la lithologie la plus abondante dans le Complexe de Matamec (Gobeil et al., 1999, 2000). Elle se présente en grands affleurements homogènes ou encore en feuillets séparés par des filons de monzonite (mPmat2) ou de granite (mPmat3). Les affleurements de gabbronorite contiennent presque invariablement des filonnets ou veinules millimétriques noir verdâtre de hornblende, plus résistants à l’érosion, qui aident à identifier cette lithologie sur le terrain. La gabbronorite typique est grisâtre, par endroits brun rouille, et de granulométrie fine à moyenne. Elle montre une texture variant de grenue « poivre et sel » d’origine métamorphique à une texture doléritique à ophitique d’origine ignée montrant peu ou pas de recristallisation.

Les minéraux essentiels composant la gabbronorite sont le plagioclase, le clinopyroxène (augite) et l’orthopyroxène (hypersthène) (Gobeil et al., 1999, 2000). Ces minéraux coexistent dans des proportions variables et contiennent par endroits des inclusions métalliques. Des phénocristaux d’orthose perthitique entourés de myrmékites sont observés par endroits (Gobeil et al., 1999). La gabbronorite est rétromorphosée à divers degrés : le plagioclase est légèrement saussuritisé, les pyroxènes sont transformés en hornblende verte et/ou en biotite et, par endroits, le grenat se développe entre le plagioclase et les minéraux ferromagnésiens (Gobeil et al., 1999, 2000). La hornblende se présente en taches ou en couronnes autour des pyroxènes ou en grains bien individualisés. En présence de pyroxène totalement rétromorphosé, celui-ci est remplacé par une hornblende vert pâle au centre et plus foncé en bordure. Ce phénomène peut représenter une variation de composition du pyroxène originel (Gobeil et al., 1999, 2000) ou encore deux générations de hornblende : l’une associée à un métamorphisme antérieur qui a transformé le pyroxène en hornblende, l’autre postérieure qui a remplacé la hornblende de première génération en une de deuxième génération (Gobeil et al., 2000). Par endroits, la hornblende montre une texture en passoire remplie de globules de quartz (Gobeil et al., 1999, 2000). La biotite remplace le pyroxène ou la hornblende. Parmi les minéraux accessoires, on note les minéraux opaques (≤2 %), l’apatite et rarement le zircon (Gobeil et al., 2000).

Même si la gabbronorite du Complexe de Matamec montre une minéralogie très uniforme, l’examen en lame mince permet de définir trois faciès aux textures distinctes (Gobeil et al., 2000). Le premier type montre une texture granoblastique polygonale d’origine métamorphique; les pyroxènes de diamètre millimétrique sont en général dépourvus ou contiennent peu d’inclusions de Schiller. La texture primaire n’est plus apparente et la roche est le produit de la recristallisation complète d’une roche mafique au faciès des granulites. Le deuxième type montre une texture intergranulaire ou doléritique. Tout en montrant un taux de recristallisation varié, on reconnaît la texture primaire doléritique bien conservée. Les bâtonnets de plagioclase montrent des bordures résorbées. Les pyroxènes contiennent généralement beaucoup d’inclusions de Schiller, une caractéristique qui permet de les associer à des pyroxènes magmatiques, contrairement aux pyroxènes d’origine métamorphique exempts de ce type d’inclusions. Localement, ce faciès est intimement associé à la monzonite (mPmat2) et ces deux lithologies sont à l’origine de phénomènes de mélange de magmas mafiques et felsiques. Le troisième type est une gabbronorite à grain grossier. Celle-ci est caractérisée par une texture ophitique où les cristaux de pyroxène (5 mm de diamètre) sont plus ou moins opaques (remplis d’inclusions de Schiller) et englobent des bâtonnets de plagioclase (Gobeil et al., 1999, 2000). Cette gabbronorite montre également des structures de mélange avec la monzonite (mPmat2) et peut contenir des grains d’orthose ou de quartz (gabbronorite leucocrate). Par endroits, cette gabbronorite est riche en fer et à l’origine d’anomalies magnétiques linéaires orientées plus ou moins N-S (Gobeil et al., 2000).

Complexe de Matamec 2 (mPmat2) : Monzonite et monzonite quartzifère porphyroïdes, à hypersthène; proportions mineures de gabbronorite

La monzonite (mPmat2) est intimement associée à la gabbronorite (mPmat1) (Gobeil et al., 1999, 2000). On la trouve un peu partout à l’intérieur du Complexe de Matamec, où elle forme des amas de dimension très variable (quelques m^² à km^²). Les variations importantes de distribution et le caractère discontinu de ces deux lithologies, liés à leur mode de mise en place, les rendent parfois difficiles à suivre (Gobeil et al., 2000). Certaines observations laissent croire que les magmas gabbronoritique et monzonitique peuvent être contemporains, mais des enclaves de gabbronorite se trouvent aussi par endroits dans la monzonite (Gobeil et al., 1999). La monzonite est blanchâtre en surface altérée et grisâtre ou brun verdâtre en surface fraiche (Gobeil et al., 1999, 2000). Elle montre une granulométrie bimodale formée par les phénocristaux grossiers de feldspath dans une matrice plus fine constituée de minéraux quartzo-feldspathiques et ferromagnésiens (Gobeil et al., 2000).

La monzonite est composée de phénocristaux centimétriques d’orthose perthitique et rapakivique, ainsi que de plagioclase antiperthitique qui présentent communément des macles de Carlsbad (Gobeil et al., 2000). Le quartz est présent en phénocristaux holocristallins ou en grains ou amas de grains subarrondis aux bordures suturées ou lobées. La matrice est composée de feldspath potassique (orthose mésoperthitique), de plagioclase, de quartz, de clinopyroxène, d’orthopyroxène, de biotite et de hornblende (Gobeil et al., 1999, 2000). Le plagioclase montre des textures de déséquilibre avec le feldspath potassique qui le remplace pour donner une texture en « peau de vache » où le feldspath potassique est tacheté de plages de plagioclase en continuité optique. L’association intime quartz-plagioclase donne d’excellentes textures graphiques et le développement de myrmékite entre le plagioclase et le feldspath potassique est commun. Certains spécimens laissent voir des phénocristaux de plagioclase remplis de petits grains de pyroxène disposés en couronnes concentriques au pourtour du phénocristal lors de sa croissance. Les cristaux de quartz sont entourés d’une couronne de pyroxènes. Des cristaux d’orthose montrent des bordures irrégulières lobées et ceinturées de plagioclase qui incorpore également des grains de pyroxène. La biotite et la hornblende sont d’origine métamorphique; on peut voir de fines bordures de hornblende verte aux pourtours de pyroxènes. Le plagioclase est séricitisé à divers degrés. L’orthopyroxène est généralement caractérisé par le développement d’agrégats jaunâtres d’iddingsite, de biotite et de carbonate (Gobeil et al., 1999). Par endroits, la biotite est transformée en grenat; ailleurs, elle est rétrogradée en chlorite et en épidote (Gobeil et al., 1999, 2000). Les minéraux accessoires sont l’apatite, le zircon et une proportion mineure de minéraux opaques. La déformation qui affecte la monzonite est très variable; par endroits, elle ne montre pas ou très peu de déformation; ailleurs, en particulier près des zones de déformation qui caractérisent le Matamec, elle est foliée et recristallisée et prend l’aspect d’une roche œillée (Gobeil et al., 2000).

La monzonite montre des variations compositionnelles (Gobeil et al., 1999). Certaines variétés sont particulièrement riches en pyroxènes (mangérite) et plus pauvres en quartz. D’autres présentent très peu de minéraux ferromagnésiens et sont riches en quartz. Toutes ces variétés ne sont probablement que des faciès qui sont tous reliés génétiquement.

Complexe de Matamec 3 (mPmat3) : Granite à biotite et hornblende ± grenat, porphyroïde à œillé

De nombreux pointements de granite à biotite et hornblende porphyroïde à œillé (mPmat3) affleurent un peu partout à l’intérieur du Complexe de Matamec (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 1999, 2000). La plupart de ces affleurements sont trop petits pour être indiqués sur la carte. Deux intrusions, de plus grandes dimensions, affleurent dans la partie centrale-nord de part et d’autre de la limite commune des feuillets 22I11 et 22I12 (Gobeil et al., 2000). La principale intrusion forme une masse plus ou moins ovale de plusieurs dizaines de km² à la limite des feuillets 22I11, 13 et 14 (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 1999), et dont l’extension vers le sud forme un niveau plus ou moins conforme au grain tectonique régional et qui s’étend jusqu’à la limite sud du feuillet 22I11. On peut individualiser facilement cette unité en raison de sa signature magnétique faible par rapport à son entourage (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 1999, 2000). Le granite porphyroïde est intimement associé à la gabbronorite (mPmat1) et à la monzonite (mPmat2); des niveaux décamétriques à hectométriques de ce granite se retrouvent régulièrement à l’intérieur de la gabbronorite (Gobeil et al., 1999, 2000).

Le granite est rosâtre et composé de quartz, de microcline, de plagioclase, de hornblende, de biotite, de grenat et de minéraux opaques. Les minéraux accessoires sont le zircon, l’allanite et l’apatite (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 1999, 2000). Le quartz se présente en plages grisâtres. Le microcline mésoperthitique et le plagioclase forment des mégacristaux/phénocristaux centimétriques dans une matrice granoblastique plus fine de quartz, de feldspath potassique, de plagioclase et de biotite. Le plagioclase est saussuritisé à divers degrés, alors que les couronnes d’albite entourant le microcline sont communes. Le grenat se développe entre les minéraux ferromagnésiens et le plagioclase. La biotite se présente en grains ou encore en amas fibreux; elle se développe aux dépens de la hornblende en couronnes ou en taches autour de celle-ci, et elle contient par endroits des inclusions de hornblende ou est associée aux minéraux opaques. Des traces d’orthopyroxène peuvent également être observées, mais généralement, ce dernier est complètement transformé en minéraux jaunâtres (iddingsite) typiques de l’altération de l’orthopyroxène (Gobeil et al., 1999). Lorsque la rétromorphose est plus poussée, la hornblende se transforme en chlorite et en carbonates et la biotite en chlorite (Gobeil et al., 1999, 2000).

Du point de vue de la déformation, les bordures de la masse principale (feuillets 22I06 NW, 22I11 W, 22I13 E et 22I14 W) sont caractérisées par des phénomènes de déformation intense exprimés par une gneissosité ou une mylonitisation observable sur quelques centaines de mètres (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 1999, 2000). Ces déformations sont à l’origine de la texture œillée très commune dans ce faciès. Le cœur de la masse, par contre, est faiblement folié et montre une texture ignée primaire.

Complexe de Matamec 4 (mPmat4) : Gabbronorite avec monzonite et/ou granite

Ce faciès présente, dans des proportions à peu près égales, la gabbronorite (mPmat1) et la monzonite (mPmat2) et/ou le granite à hornblende et biotite (mPmat3) (Gobeil et al., 1999, 2000). Plusieurs affleurements du Complexe de Matamec mettent en évidence des phénomènes de mélange de magmas (Gobeil et al., 2000). Les faciès constituant les pôles compositionnels extrêmes à l’origine de ces phénomènes sont la gabbronorite massive à grain moyen, qui constitue l’essentiel de l’unité mPmat1, et la monzonite porphyroïde (quartzifère ou non) à hypersthène (mangérite) et phénocristaux centimétriques de feldspath potassique et de plagioclase de l’unité mPmat2. Ces phénomènes donnent naissance par contamination à des roches hybrides dont l’appellation, selon la classification de Streckeisen (1976), devient difficile.

À l’échelle de l’affleurement, l’injection simultanée et le mélange sans contamination mutuelle des faciès constituant les pôles lithologiques conduisent à la formation d’enclaves décimétriques aux contours nets mais irréguliers et crénelés de matériel gabbronoritique dans une matrice monzonitique (Gobeil et al., 2000). La différence de température entre les deux magmas (le magma mafique, plus chaud, et le magma felsique, plus froid) au moment de leur injection semble être à l’origine de la formation d’une zone de trempe très finement grenue, qui accompagne communément les enclaves et se manifeste par des bordures gris clair. Des phénomènes d’échanges chimiques entre les composantes felsiques et mafiques en déséquilibre peuvent également contribuer à ce phénomène. Les déformations qui accompagnent l’injection et/ou qui témoignent d’événements tectoniques subséquents conduisent à des formes étirées et amiboïdes s’apparentant morphologiquement à celles de brèches de coulées à coussins isolés. Lors de l’amorce de contamination ou de mélange des deux magmas, le contact entre les deux composantes est graduel : du matériel mafique s’infiltre entre les phénocristaux de feldspath, alors que des feldspaths potassiques sont expulsés du matériel monzonitique et isolés à l’intérieur du matériel gabbronoritique. L’absence de phénomènes de trempe et de cisaillement suggère des températures et des viscosités sensiblement identiques dans les deux magmas.

À un stade plus avancé de mélange, le produit est une roche riche en xénocristaux de feldspath potassique et de plagioclase provenant de la monzonite (mPmat2); ces phénocristaux sont isolés dans une matrice à grain moyen à caractère dioritique plutôt que gabbronoritique (Gobeil et al., 2000). La texture rapakivique (xénocristaux de feldspath potassique frangé de plagioclase blanc) traduit, quant à elle, un déséquilibre chimique entre les xénocristaux et leur nouvel environnement magmatique mafique. La complexité du processus d’injection et de mélange des magmas se manifeste dans un matériel monzonitique homogène par la proximité de deux types d’enclaves. D’un côté, des enclaves de matériel gabbronoritique profondément indentées et bordées d’une zone de trempe, et de l’autre, des enclaves foliées aux contours plus réguliers, dans lesquelles des xénocristaux de feldspaths se sont préalablement incorporés.

À l’échelle de la lame mince, plusieurs observations traduisent des phénomènes de déséquilibre. Les plus communes sont la résorption et le développement de couronnes rapakiviques autour du feldspath potassique, la zonation du plagioclase à son pourtour extérieur, la présence de couronnes de pyroxène autour des grains de quartz et la présence de quartz ou de feldspath potassique dans la gabbronorite. La croissance de xénocristaux provenant de la monzonite dans leur nouveau milieu (magma gabbronoritique) est caractérisée par l’incorporation de grains de pyroxène dans les anneaux de croissances qui se sont développés dans ce nouveau milieu. La présence de phénocristaux de plagioclase dans une matrice gabbronoritique homogène à grain fin suggère les mêmes phénomènes de contamination.

Complexe de Matamec 5 (mPmat5) : Gneiss variés et quartzite, très déformés, localement mylonitiques

Les faciès de gneiss variés occupent principalement la partie SW du Complexe de Matamec (coins SE et SW des feuillets 22I05 et 22J08, respectivement; Bilodeau et Gobeil, 2000a; Nadeau et al., 2002a), mais on les retrouve également sous la forme de lentilles dans les unités intrusives, principalement dans la gabbronorite (mPmat1) (Gobeil et al., 1999, 2000). Les différents types de gneiss qui ont été reconnus dans cette unité sont le gneiss à pyroxènes amphibolitisés et le gneiss quartzo-feldspathique grenatifère ± graphite, ces gneis sont accompagnés de quartzite. Les affleurements de gneiss sont caractérisés par une alternance de lits felsiques généralement grisâtres ou rosâtres et de lits foncés dont l’aspect rappelle la gabbronorite (Gobeil et al., 1999, 2000). L’examen plus approfondi de ces roches permet de constater qu’ils tirent leur origine de la monzonite (mPmat2) ou du granite porphyroïde (mPmat3) et de la gabbronorite (mPmat1), tous intensément déformés, transposés et mylonitisés.

Ces déformations produisent des gneiss droits formés de lits centimétriques à métriques provenant de la monzonite ou du granite qui alternent avec des lits de métagabbronorite (Gobeil et al., 2000). Le grain de la roche a été considérablement réduit. Le quartz se présente en rubans polycristallins. Le plagioclase montre une texture granoblastique polygonale de granulométrie très fine; quelques porphyroclastes ont été préservés. La biotite se présente en fines lamelles alignées dans la foliation. La hornblende a complètement remplacé les pyroxènes. Elle se présente en mosaïques microgrenues, en lentilles ou en traînées allongées le long de la foliation. Quelques porphyroblastes de grenat, finement granulés, sont également présents. En se déplaçant vers l’est, on passe à un gneiss quartzo-feldspathique bien rubané qui affleure sur quelques centaines de mètres d’épaisseur. La roche est composée de quartz à extinction lamellaire, de plagioclase, d’orthose mésoperthitique et en faible proportion de biotite, de grenat, d’orthopyroxène et de graphite. Elle est bien foliée et la gneissosité de type gneiss droit est définie par des variations de la proportion des minéraux ferromagnésiens. Le graphite représente 2 à 5 % de la roche.

À la lumière des observations, la quasi-totalité des niveaux de gneiss du Matamec correspondent à des zones de tectonites (Gobeil et al., 2000). Elles peuvent être suivies assez facilement à l’aide de la géophysique, car celles-ci contiennent généralement suffisamment de graphite pour être conductrices. La présence de graphite est liée aux fluides riches en CO₂ qui ont circulé lors de la formation de ces tectonites.

Complexe de Matamec 5a (mPmat5a) : Quartzite

Par endroits, des bandes de quartzite impur mesurant ≥3 m de largeur ont pu être différenciées en carte (Greig, 1945). Ces bandes de quartzite sont interstratifiées avec le gneiss quartzo-feldspathique à biotite et avec le gneiss à pyroxènes amphibolitisés (mPmat5). La roche est finement rubanée; en plus du quartz, elle contient des proportions mineures d’orthose et de grenat, de petites plaques de biotite réparties le long des plans de rubanement, quelques aiguilles de hornblende, de la magnétite et du zircon complètent la paragenèse.

Complexe de Matamec 5b (mPmat5b) : Brèche hétérolithique gneissique à matrice tonalitique grenatifère

La discontinuité mise en évidence dans le Matamec par la géophysique a pu constituer un site favorable à la circulation de magmas et pourrait expliquer la présence de brèches hétérolithiques gneissiques à matrice tonalitique grenatifère (mPmat5a) le long de cette structure (Gobeil et al., 1999). Quelques anomalies électromagnétiques accompagnent cette zone. Selon les affleurements de géofiche 99-SC-2458 et 2459, la matrice consiste en une tonalite grenatifère gneissique, cataclastique et blanchâtre, à grain moyen à grossier. La déformation est intense et des enclaves de gabbronorite (mPmat1) sont observées sur les deux affleurements.

Complexe de Matamec 5c (mPmat5c) : Brèche à matrice enderbitique et à fragments hétérogènes, foliés à gneissiques (diatexite)

Deux unités de brèches à matrice enderbitique et à fragments hétérogènes (mPmat5b) sont associées à des discontinuités tectoniques régionales. Ces dernières sont d’extension longitudinale kilométrique et marquent les limites occidentales et orientales du Complexe de Matamec (Gobeil et al., 2000). En affleurement, deux faciès de brèches sont présents. Le premier faciès est d’aspect massif : la matrice, de composition enderbitique, est à grain moyen et contient des fragments arrondis ou subanguleux. Le deuxième faciès est folié, la foliation affectant la matrice et les fragments. Ces derniers, originellement foliés à gneissiques, présentent une forme nettement allongée, ovale ou très fuselée selon la compétence relative de la lithologie en présence. Dans le secteur de la Petite rivière Tortue (coin NW du feuillet 22I11), la brèche passe graduellement de l’est vers l’ouest à des gneiss droits, sous l’effet d’épisodes de déformation très intenses.

En lame mince, la matrice de la brèche est composée de quartz, de plagioclase, d’orthopyroxène, de biotite, de hornblende, de graphite et de minéraux opaques (Gobeil et al., 2000). La roche montre une texture protomylonitique typique. Les clastes de plagioclase et d’orthopyroxène sont englobés dans une matrice à grain fin (mortier de petits cristaux recristallisés) composée principalement de quartz et d’une proportion mineure de plagioclase. Par endroits, le quartz forme des rubans polycristallins. La biotite et la hornblende se développent aux dépens du pyroxène. La nature (origine ignée ou métamorphique) et la composition (felsique à mafique) des fragments sont très variées. Les fragments de gabbronorite de l’unité mPmat1 ou de gneiss granulitique sont communs. La circulation de fluides le long des discontinuités tectoniques est mise en évidence par la présence de graphite, de scapolite, de biotite et de carbonates. Le graphite est à l’origine des nombreuses anomalies électromagnétiques associées à cette unité de brèches, en particulier dans la région des lacs Tchinicamas et Tchinicaman (coin SW du feuillet 22I12).

Complexe de Matamec 6 (mPmat6) : Gabbbronorite à olivine coronitique et troctolite, peu déformées

L’unité mPmat6 consiste en de petites intrusions de gabbronorite à olivine coronitique et de troctolite de dimension kilométrique qui coupent les roches du Complexe de Matamec (Gobeil et al., 1999, 2000). Les affleurements sont typiquement reconnaissables par leur croûte d’altération rouille due à la présence de l’olivine. Ce sont des roches peu ou pas déformées dans lesquelles on retrouve des enclaves de gabbronorite (mPmat1) ou de gneiss granulitique (Gobeil et al., 1999). De plus, la gabbronorite à olivine et la troctolite n’ont pas été observées en mélange avec la monzonite (mPmat2) comme le sont les différents faciès de gabbronorite de l’unité mPmat1 du Complexe de Matamec (Gobeil et al., 2000).

La gabbronorite à olivine est une roche à grain moyen à grossier, à texture doléritique à subophitique, localement fluidale à trachytique (Gobeil et al., 2000). L’olivine, l’orthopyroxène, le clinopyroxène, le plagioclase et des grains opaques et de spinelle vert constituent les minéraux magmatiques caractéristiques de cette lithologie (Gobeil et al., 1999, 2000). Des couronnes de réaction de déséquilibre se sont développées entre les minéraux ferromagnésiens ou les minéraux opaques, d’une part, et le plagioclase, d’autre part. Des couronnes radiales d’orthopyroxène et de clinopyroxène ou d’amphibole verdâtre avec symplectites de spinelle (hercynite) s’insèrent entre l’olivine et le plagioclase. Les minéraux opaques et le spinelle sont séparés du plagioclase par une couronne de hornblende brune communément accompagnée de biotite. L’olivine se présente en grains aux pourtours lobés (bordures de corrosion). Elle est généralement fraiche, mais par endroits partiellement ou totalement transformée en chlorite ou en iddingsite. Le pyroxène magmatique est clair ou peut contenir des inclusions brunes de Schiller. Il est partiellement ou totalement recristallisé en grains polygonaux nébuleux. La hornblende brune se développe aux dépens du pyroxène et, par endroits, une frange d’amphibole verdâtre s’insère entre le clinopyroxène et le plagioclase. La biotite germe aux dépens du pyroxène ou de la hornblende. Le spinelle, en symplectites dans le clinopyroxène original, recristallise en grains plus grossiers au pourtour des néograins de pyroxène granoblastique. Le plagioclase se présente en bâtonnets aux arêtes suturées. Il contient de petits bâtonnets de spinelle hercynite développés de façon parallèle aux directions cristallographiques. Le plagioclase est recristallisé à divers degrés et montre par endroits une texture fluidale d’origine magmatique.

La troctolite est constituée presque exclusivement d’olivine et de plagioclase (Gobeil et al., 2000). L’olivine se présente en grains idiomorphes. Le clinopyroxène, en traces, est d’aspect nébuleux; ils forment des petites plages interstitielles qui se moulent aux pourtours de l’olivine et du plagioclase. La troctolite comprend également des traces de minéraux opaques autour desquels se développent la biotite et la hornblende brune. De minces couronnes d’orthopyroxène et probablement d’amphibole brune s’insèrent entre l’olivine et le plagioclase. Ce dernier est d’aspect turbide.

La troctolite évolue vers une gabbronorite à olivine qui peut contenir jusqu’à 20 % de pyroxènes. On la distingue de la gabbronorite à olivine précédente par sa texture et l’aspect de ses pyroxènes. Elle montre une texture ophitique où les pyroxènes englobent des cristaux de plagioclase et d’olivine et sont systématiquement quasi opaques, avec une abondance d’inclusions de Schiller. Des couronnes d’orthopyroxène et de clinopyroxène remplis de symplectites de spinelle vert se sont développées entre l’olivine et le plagioclase. Des couronnes de hornblende brune et de biotite s’insèrent entre les minéraux opaques et le plagioclase. Ce dernier est bleuté et montre un aspect turbide. La présence de symplectites de pyroxènes et de magnétite ou de symplectites d’orthopyroxène et de plagioclase est commune. La biotite se présente en paillettes de même granulométrie que les pyroxènes. Une deuxième génération se développe entre le pyroxène et le plagioclase ou germe à l’intérieur du pyroxène. L’olivine est localement chloritisée.

Bien que le faciès gabbronoritique à olivine soit le plus commun, la proportion d’olivine par rapport aux pyroxènes et la proportion de plagioclase sont très variables; cette caractéristique est à l’origine de la grande variation de composition chimique observée dans ces roches (Gobeil et al., 1999, 2000). Certains échantillons sont de composition ultramafique. Leur teneur en silice est de <50 % et leur teneur en fer et en magnésium peut atteindre respectivement 19 et 20 %. La teneur élevée en magnésium est liée à la présence d’une olivine très magnésienne dont l’indice de réfraction est à peu près le même que celui de l’orthopyroxène. Cette gabbronorite est communément liée à la troctolite.

Complexe de Matamec 7 (mPmat7) : Leuconorite, norite, gabbronorite ou gabbro, à grain grossier à très grossier

L’unité mPmat7 est consituée de lentilles de faible dimension de leuconorite, de norite, de gabbronorite ou de gabbbo (Gobeil et al., 2000). Ce sont des roches de granulométrie grossière à très grossière et composées de clinopyroxène, d’orthopyroxène et de plagioclase dans les proportions qui caractérisent ces roches selon la classification de Streckeisen (1976).

Épaisseur et distribution

Le Complexe de Matamec constitue une entité géologique régionale de ~80 km d’extension N-S et de 40 km de largeur E-W (feuillet 22I05, coin NW du feuillet 22I06, partie ouest du feuillet 22I11, feuillet 22I12, partie est du feuillet 22I13, partie ouest du feuillet 22I14, partie est du feuillet 22J08 et coin SE du feuillet 22J09; Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 2000, 2003a).

Datation

L’âge de la composante gabbronoritique principale (mPmat1) du Complexe de Matamec n’est pas connu (Gobeil et al., 1999). Toutefois, des échantillons d’une mangérite (mPmat2) et d’un niveau granitique porphyroïde œillé dans la mangérite ont livré des âges respectifs de 1371 +7/-5 Ma et de 1371 ±2 Ma qui, tous deux intrusifs, contraignent l’âge de la gabbronorite (Gobeil et al., 1999; Wodicka et al., 2003). De plus, un troisième âge de 1377 ±3 Ma, enregistré dans un granite porphyroïde œillé (mPmat3) du lac Elinore, apporte une contrainte supplémentaire, puisque des enclaves métriques de gabbronorite comparable à celle de l’unité mPmat1 y ont été reconnues sur quelques affleurements au cœur de la masse de granite daté. De telles relations fixeraient donc l’âge minimum de la composante gabbronoritique du Complexe de Matamec à 1377 ±3 Ma. Enfin, le dyke de gabbronorite du lac Volant a donné un âge de cristallisation plus jeune à 1351 ±6 Ma.

Relations stratigraphiques

Le Complexe de Matamec constitue une nappe de chevauchement d’envergure régionale transportée sur le Complexe [gneissique] de Manitou et ceinturée par une zone de cisaillement ductile (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 1999, 2000, 2003a). La gabbronorite et la mangérite du complexe se sont mis en place entre 1377-1378 et 1351 Ma (Gobeil et al., 2003a). Sur la base de leur signature géochimique, la mise en place de ces roches pourrait être liée à une phase d’extension crustale entre 1377-1378 et 1351 Ma (Saint-Germain et Corriveau, 2003). Ces roches ont, par la suite, été injectées de dykes mafiques vers 1350 Ma et transportées par un chevauchement vers le NW sur le Complexe de Manitou lors de l’orogenèse grenvillienne (Gobeil et al., 2003a). Le Complexe de Matamec est coupé par le Granite de Bigot (1030 Ma), le Granite de Cacaoni, une unité de granite indifférenciée, l’Intrusion de Boutereau, l’Anorthosite de Thom, l’intrusion mafique de Delaunay, la Gabbronorite à olivine de Croix et l’intrusion de Saint-Charles.

Paléontologie

Ne s’applique pas.

Références

Publications accessibles dans SIGÉOM Examine

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