Sud-est de la Province de Churchill, Nunavik, Québec, Canada : Sommaire géochronologique des unités géologiques de l’Archéen au Paléoprotérozoïque

Le sud-est de la Province de Churchill (SEPC) représente la branche orientale de l’Orogène trans-hudsonien (1,9 à 1,8 Ga), produit de la collision entre les provinces du Supérieur (plaque inférieure) et de Churchill (plaque supérieure composite; Hoffman, 1990; Lewry et Collerson, 1990; Corrigan et al., 2009). Le SEPC est bordé par deux orogènes : 1) l’Orogène des Torngat (1,89 à 1,81 Ga), à l’est, qui correspond à la suture entre les provinces de Churchill et de Nain; et 2) l’Orogène du Nouveau-Québec (1,82 à 1,77 Ga), à l’ouest, qui représente la suture entre les provinces de Churchill et du Supérieur (Hoffman, 1990). L’interprétation de l’évolution tectonométamorphique du SEPC est basée sur des arguments géochimiques, géophysiques, structuraux et pétrologiques ainsi que sur plus d’une centaine de nouvelles données géochronologiques acquises au cours de la dernière décennie et dispersées au sein de nombreux rapports gouvernementaux et publications scientifiques. Ce bulletin résume l’ensemble des données géochronologiques essentielles à la compréhension de la région. Les différents modèles tectoniques sont présentés dans la fiche stratigraphique de la Province de Churchill.

Le SEPC est divisé entre six domaines lithotectoniques (Lafrance et al., 2018). Le domaine le plus à l’ouest, la Fosse du Labrador, fait l’objet d’une synthèse (Clark et Wares, 2004) et les données géochronologiques ne sont pas représentées sur les cartes de distribution régionale de ce Bulletin géologique. Les cinq autres domaines font chacun l’objet d’un Bulletin géologique. De l’ouest vers l’est, il s’agit des domaines de Rachel-Laporte (Lafrance et Vanier, 2021), de Baleine (Lafrance et al., 2020), de George (Charette et al., 2018), de Mistinibi-Raude (Charette et al., 2019) et de Falcoz (Lafrance et Vanier, 2022). 

Ce Bulletin géologique présente des cartes de distribution régionale par période et des diagrammes spatio-temporels des unités stratigraphiques de l’ensemble du SEPC, de l’Archéen au Protérozoïque. 

Une description détaillée de chacune des unités stratigraphiques du SEPC est disponible dans le Lexique stratigraphique. L’ensemble des datations discutées ici sont aussi présentées dans des fiches stratigraphiques. Sauf mention, les âges ont été obtenus par analyses U-Pb de zircons et les interprétations des âges individuels sont issues de la littérature.

Représentation temporelle des unités géologiques à l’Archéen

Les unités archéennes du SEPC sont en majeure partie composées de gneiss tonalitique (~2920 à 2620 Ma) et de roches intrusives granitiques (~2790 à 2575 Ma) avec des occurrences moindres de monzonite quartzifère, de monzodiorite quartzifère et de granodiorite (~2840 à 2680 Ma), de tonalite à orthopyroxène (~3025 à 2575 Ma), de monzodiorite et de monzogabbro (~2515 à 2505 Ma) ainsi que de volcanites felsiques à mafiques (~2700 à 2640 Ma). L’ensemble de ces unités représente le socle des unités paléoprotérozoïques discutées ci-dessous. Le moment et la durée de leur mise en place varient d’un domaine lithotectonique à l’autre.

Le Domaine de Rachel-Laporte comprend les complexes de Boulder, de Rénia, de Boullé, de Horseshoe, de Highfall et de Wheeler. Ces unités sont considérées comme représentant des nappes de charriage constituées d’unités de socle archéen qui auraient été déplacées en chevauchement vers l’ouest sur les roches volcano-sédimentaires paléoprotérozoïques du Domaine de Rachel-Laporte lors de l’orogénèse du Nouveau Québec (Machado et al., 1989). À l’Archéen, ces unités sont associées à celles du Domaine de Baleine.

Le Domaine de Baleine a été informellement divisé en deux sous-domaines au niveau de la Faille de Morel (FAmrl) sur la base de caractéristiques lithologiques et de styles structuraux différents (Lafrance et al., 2020). Le Sous-domaine Nord est composé essentiellement de gneiss tonalitique, de migmatite, de granite d’anatexie, de roches intrusives mafiques et de séquences de roches volcano-sédimentaires. Le Sous-domaine Sud expose majoritairement une couverture supracrustale migmatitisée, des roches intrusives intermédiaires à felsiques ainsi qu’un patron structural en dômes et bassins. Les datations disponibles suggèrent que la majeure partie des unités archéennes, représentée par le socle gneissique tonalitique du Domaine de Baleine, serait plus ancienne dans le Sous-domaine Nord (~2845 à 2680 Ma) que dans le Sous-domaine Sud (~2795 à 2615 Ma; Lafrance et al., 2020).

Le socle gneissique tonalitique du Domaine de George est relativement restreint dans le temps entre ~2690 et 2660 Ma (Charette et al., 2018). Les âges obtenus dans ce domaine se rapprochent de ceux des unités tonalitiques du Sous-domaine Sud du Domaine de Baleine et du Sous-domaine Est du Domaine de Falcoz.

À l’instar du Domaine de Baleine, le Domaine de Falcoz a aussi été divisé en deux sous-domaines informels au niveau de la Zone de cisaillement de Blumath (ZCblm; Mathieu et al., 2018). Ces deux secteurs présentent aussi des différences lithologiques et structurales (Lafrance et Vanier, 2022). En comparaison avec le Sous-domaine Ouest, le Sous-domaine Est se distingue par l’omniprésence de l’orthopyroxène, une recristallisation complète des orthogneiss et un volume significativement plus abondant d’unités de roches granitiques archéennes (Lafrance et Vanier, 2022).  Les datations disponibles indiquent que la majeure partie du socle gneissique tonalitique serait plus ancien dans le Sous-domaine Ouest que dans le Sous-domaine Est (Lafrance et Vanier, 2022).

Le Domaine de Mistinibi-Raude se démarque du reste du SEPC par sa très faible proportion d’unités archéennes. L’histoire géologique de ce domaine inclut un secteur identifié par différents auteurs comme représentant le Domaine d’Orma (Nunn et Noel, 1982; Nunn et al., 1990; Wardle et al., 1990; James et al., 2003; Hammouche et al., 2011, 2012; Corrigan et al., 2018). Ce secteur, au sud de la Zone de cisaillement de Zeni (ZCzen), a été jumelé au Domaine de Mistinibi-Raude par Charette et al. (2019). Bien qu’il soit incertain que ces deux secteurs aient une origine commune, ils partagent des caractéristiques lithotectoniques communes : absence d’âge de cristallisation antérieur à 2,67 Ga et absence d’une empreinte métamorphique associée à l’Orogène trans-hudsonien (Godet et al., 2020b). Il n’est toutefois pas exclu par Charette et al. (2019) que ces deux secteurs puissent représenter des entités distinctes accrétées avant cet orogène.  

Géochronologie et distribution régionale des unités géologiques à l’Archéen

Le seul vestige de l’ère paléoarchéenne a été reconnu à l’extrémité NW du Domaine de Rachel Laporte. Il est enregistré par un zircon détritique provenant d’un échantillon de conglomérat de la Suite de Freneuse qui a été daté à 3347 ±44 Ma (Henrique-Pinto et al., 2017). L’âge maximal de dépôt du même échantillon est toutefois de 1834 ±2,4 Ma et la source paléoarchéenne demeure non identifiée (Henrique-Pinto et al., 2017).

Période entre 3160 Ma et 2735 Ma

La période entre 3160 Ma et 2735 Ma est principalement marquée par la mise en place d’unités tonalitiques dans le Sous-domaine Ouest du Domaine de Falcoz et dans le Sous-domaine Nord du Domaine de Baleine. Les autres secteurs du SEPC n’ont enregistré que peu d’activité géologique, voire aucune, durant cette période.

Dans le Sous-domaine Nord du Domaine de Baleine, un des âges les plus anciens du SEPC provient d’un gneiss rubané daté à 3154 ±20 Ma et interprété comme hérité (Davis et al., 2014). Dans ce même secteur, un âge de 2843 ±7 Ma (Davis et Sutcliff, 2018b) obtenu dans un gneiss tonalitique du Complexe d’Ungava marque le début du magmatisme tonalitique. Ce magmatisme tonalitique s’est poursuivi sur une période de >100 Ma (jusqu’à 2739 ±10 Ma; Davis et al., 2014).

Bien que la majeure partie des unités tonalitiques présentes dans le Sous-domaine Sud du Domaine de Baleine (complexes d’Ungava, de Qurlutuq et de Wheeler) soient plus jeunes que celles du Sous-domaine Nord, certaines unités pourraient s’être mises en place de façon contemporaine au magmatisme tonalitique du Sous-domaine Nord décrit ci-dessus. Il s’agit du Complexe de Griffis (2789 +17/-5 Ma; David et al., 2011) et d’un gneiss tonalitique daté au Labrador, dans le prolongement du Complexe de Knox (2776 ±7 Ma; James et al., 1996). Une population de zircons hérités ont aussi été datés à 2818 ±23 Ma (David, 2020b) dans une tonalite du Complexe d’Ungava du Sous-domaine Sud.

Des zircons métamorphiques datés à 2809 ±7 Ma (Augland et al., 2016) ont été identifiés dans un échantillon de migmatite du Complexe de Qurlutuq. Les migmatites de ce complexe sont interprétées comme étant dérivées de la fusion partielle des gneiss du Complexe d’Ungava. Ces résultats analytiques indiquent qu’au moins une partie du socle gneissique tonalitique a subi un épisode de fusion partielle à l’Archéen. Toutefois, l’empreinte de cet événement tectonométamorphique aurait été fortement oblitérée lors de l’orogénèse du Nouveau-Québec au Paléoprotérozoïque (Moorhead, 1989; Poirier, 1989; Goulet, 1995). 

À l’échelle régionale, les âges obtenus pour l’ensemble des gneiss tonalitiques du Domaine de Baleine pourraient correspondre en partie aux épisodes de magmatisme tonalitique reconnus dans le Domaine de Douglas-Harbour de la Province du Supérieur (2880 à 2775 Ma; Simard et al., 2008), dont l’unité de tonalite la plus importante est la Suite de Faribault-Thury (2785 à 2775 Ma; Simard et al., 2008).  

Dans le Domaine de George, des zircons hérités datés entre 2922 et 2779 Ma ont été obtenues dans un échantillon de migmatite prélevé sur le bord de la baie d’Ungava (Machado et al., 1989). Les récentes datations réalisées au sein des mêmes unités n’ont toutefois pas permis de reproduire ces âges.

Dans le Sous-domaine Ouest du Domaine de Falcoz, la période comprise entre 2921 ± 25 Ma et 2842 ±10 Ma (David et al., 2009a; Davis et al., 2014; Corrigan et al., 2018) correspond à l’événement magmatique tonalitique principal du Complexe de Kangiqsualujjuaq. Ce magmatisme tonalitique s’est poursuivi sur une période de près de 80 Ma. Quelques âges d’héritage, compris entre 3031 ±12 Ma et 2950 ±10 Ma (Isnard et al., 1998) suggèrent la présence de lambeaux tonalitique plus anciens au sein de ce complexe, bien que les relations génétiques restent encore à définir. Le magmatisme tonalitique de ce complexe a été suivi par la mise en place de granodiorite et de tonalite de la Suite de Siimitalik, estimée entre 2840 ±6 Ma et 2835 ±6 Ma (Corrigan et al., 2018; Davis et al., 2018; David, 2020a), avec une signature d’héritage à 2882 ±7,3 Ma (David, 2020a) dans un échantillon de monzogranite. Dans le Complexe de Kangiqsualujjuaq, deux âges plus jeunes dont l’interprétation est incertaine ont été rapportés, soit 2784 ±9 Ma (Scott, 1998) et 2767,1 ±15 Ma (David et al., 2009a). Le premier âge provient de l’analyse combinée de fractions de zircon et de monazite et demeure très incertain. Le second a été obtenu dans une tonalite gneissique assignée au Complexe de Kangiqsualujjuaq et décrite comme étant plus felsique et moins migmatitisée que la majorité des gneiss de ce complexe. Elle pourrait représenter les vestiges d’un magmatisme tonalitique un peu plus jeune et peu répandu dans le Sous-domaine Ouest du Domaine de Falcoz.

Période entre 2735 Ma et 2690 Ma

La période comprise entre 2735 et 2690 Ma correspond à la mise en place de la majeure partie des tonalites à orthopyroxène du Complexe de Sukaliuk, dans le Sous-domaine Est du Domaine de Falcoz, et de diverses unités dans le Domaine de Baleine.

Dans le Sous-domaine Nord du Domaine de Baleine, la fin du magmatisme tonalitique a été suivie par un épisode de magmatisme granitique. Des âges de mise en place du protolite, entre 2729 ±13 Ma et 2692 ±4 Ma (Davis et al., 2014 et 2015; Corrigan et McFarlane, comm. pers., 2017) ont été obtenus dans des échantillons de gneiss granitique des complexes d’Ungava et de Rénia, suggérant près de 40 Ma d’activité magmatique. Ces âges sont similaires à ceux de plusieurs unités granitiques de la Province du Supérieur, dont la Suite de Tramont (2701 à 2698 Ma; Simard et al., 2008).

L’épisode magmatique granitique est suivi d’un épisode de magmatisme monzonitique. Reconnue dans les secteurs nord et sud, la mise en place de la monzonite quartzifère de la Suite de Saffray est contrainte entre 2696 ±4 Ma et 2683 ±6 Ma (Davis et al., 2015; Rayner et al., 2017; Corrigan et McFarlane, comm. pers., 2017). Des âges de cristallisation de 2705 ±3 Ma (Davis et al., 2015) et de 2690 ±4 Ma (Rayner et al., 2017) ont respectivement été obtenus au sein d’échantillons de monzonite quartzifère porphyroïde des complexes de Highfall et de Boullé, interprétés comme des écailles tectoniques dans le Domaine de Rachel-Laporte. De grandes intrusions similaires à celles de la Suite de Saffray ont été cartographiées directement à l’ouest de la Fosse du Labrador, dans le Domaine d’Utsalik de la Province du Supérieur, dont la Suite de Maurel (2707 à 2686 Ma, Simard et al., 2008).

Dans le Sous-domaine Est du Domaine de Falcoz, le socle est représenté par les orthogneiss granulitiques du Complexe de Sukaliuk. L’interprétation de la période de mise en place de ces unités à orthopyroxène reste à éclaircir, mais il semble que plusieurs unités se soient succédéUn âge de cristallisation de 2883 ±12 Ma (Corrigan et al., 2018) et un âge d’héritage de 3019 ±24 Ma (Davis et al., 2018) indiquent qu’il pourrait y avoir des lambeaux anciens présents au sein du Complexe de Sukaliuk (voir figure période entre 3160 et 2715 Ma). L’abondance de zircons hérités entre 2832 ±21 Ma et 2779 ±13 Ma (Davis et al., 2018; Corrigan et al., 2018; David, 2019) reflète la complexité de ces unités et indique un mélange d’unités (Corrigan et al., 2018; Davis et al., 2018). L’épisode de magmatisme tonalitique à orthopyroxène principal semble définit autour de 2718 ±7,9 Ma (David, 2019) à 2716 ±14 Ma (Davis et al., 2018). 

Période entre 2690 Ma et 2620 Ma

La période entre 2690 et 2620 Ma est caractérisée par le dépôt des unités sédimentaires du Domaine de Baleine, le magmatisme tonalitique dans le Sous-domaine Sud de ce même domaine, la mise en place d’unités tonalitiques et volcaniques dans le Domaine de George et un épisode de magmatisme granitique et de fusion partielle dans le Domaine de Falcoz.

Comme mentionné précédemment, la majeure partie des unités tonalitiques du Sous-domaine Sud du Domaine de Baleine (incluant les complexes d’Ungava, de Qurlutuq et de Wheeler) sont plus jeunes que celles du Sous-domaine Nord. Les âges obtenus dans les tonalites de ces trois complexes sont compris entre 2668 ±5 Ma et 2650 ±9 Ma (Rayner et al., 2017; David, 2020b; Corrigan et McFarlane, comm. pers., 2017). Un épisode de magmatisme granitique a aussi été enregistré à 2684 ±8 Ma (David et al., 2011) dans la partie sud du Domaine de Baleine (Complexe de Knox). Les âges obtenus dans les tonalites du secteur sud du Domaine de Baleine sont similaires à ceux des diatexites de la Sous-province d’Ashuanipi (2682 à 2650 Ma; Simard et al., 2008), située directement à l’ouest de la Fosse du Labrador.

Les ressemblances quant à la composition, l’âge et le style structural entre les unités archéennes de l’ensemble Domaine de Baleine avec celles de la Province du Supérieur appuient l’hypothèse que le Domaine de Baleine ait été rattaché à la Province du Supérieur (Perreault et Hynes, 1990; James et Dunning, 2000; Wardle et al., 2002; Lafrance et al., 2014; Rayner et al., 2017; Corrigan et al., 2018; Lafrance et al., 2020) avant d’en être séparé par un épisode de rifting le long de sa marge NE vers 2,2 Ga (Clark et Wares, 2004).

Les unités décrites précédemment au sein du Domaine de Baleine sont interprétées comme représentant le socle gneissique sur lequel se sont déposées les roches métasédimentaires des suites de False, de Grand-Rosoy et d’Akiasirviup (Lafrance et al., 2020). Les âges détritiques obtenus dans la Suite de False sont compris entre 3335 Ma et 2678 Ma (Godet et al., 2020a). Dans la Suite de Grand-Rosoy, les zircons détritiques sont étalés de 2825 Ma à 2618 Ma (Davis et Sutcliffe, 2018a; Rayner et al., 2019). La Suite d’Akiasirviup n’a pas été datée. Toutefois, son interstratification avec les roches de la Suite de Grand Rosoy dans le Sous-domaine Sud permet de supposer qu’elles sont contemporaines, du moins en partie (Lafrance et al., 2020).

Le Domaine de George est caractérisé par la mise en place concomitante d’unités tonalitiques (Complexe de Saint-Sauveur) et volcaniques (Complexe de Tunulic). Les migmatites du Complexe de Guesnier sont interprétées comme étant dérivées de la fusion partielle des gneiss du Complexe de Saint-Sauveur. Les âges obtenus au sein des gneiss et des migmatites, entre 2687 ±24 Ma et 2663 ±7 Ma (Machado et al., 1989; Davis et al., 2014; Corrigan et al., 2018), sont considérés comme représentant l’âge du protolite tonalitique. Le socle gneissique tonalitique du Domaine de George semble ainsi avoir un âge uniforme sur l’ensemble de sa superficie. Quatre âges obtenus au sein de tuf intermédiaire ou de roche porphyrique du Complexe de Tunulic datent leur mise en place entre 2698 ±8 Ma et 2643,5 ±1,4 Ma (Corrigan et al., 2018; Davis et Sutcliffe, 2018a; David, 2019). Les roches intrusives mafiques et ultramafiques assignées à ce complexe sont interprétées comme des dykes et des filons-couches contemporains du volcanisme.

Durant cette même période, le Domaine de Falcoz est caractérisé par un épisode de magmatisme monzogranitique. Le monzogranite porphyroïde de la Suite de Baudan et le monzogranite de la Suite de Simiitalik se sont mis en place entre 2673 ±9 Ma et 2623 ±8 Ma (David et al., 2009a; Corrigan et al., 2018). Une composante néoarchéenne, entre 2661 ±9 Ma et 2622 ±15 Ma (Corrigan et al., 2018; Corrigan et McFarlane, comm. pers., 2015) a aussi été identifiée dans la tonalite et l’enderbite de la Suite d’Inuluttalik ainsi que dans un gneiss tonalitique rétrogradé du Complexe de Sukaliuk. Il est toutefois difficile de déterminer si ces âges reflètent la mise en place d’une croûte néoarchéenne, telle qu’interprétée par Corrigan et al. (2018), ou une période de remobilisation/migmatitisation d’une croûte plus ancienne au Néoarchéen. 

Période entre 2620 Ma et 2500 Ma

La période entre 2620 et 2500 Ma correspond au début de l’activité magmatique dans le Domaine de Mistinibi-Raude. Ces âges sont pratiquement absents de l’ensemble des autres domaines lithotectoniques du SEPC, à l’exception d’un âge métamorphique reconnu dans le Complexe de Tunulic, dans le Domaine de George.

Les âges les plus anciens du Domaine de Mistinibi-Raude ont été obtenus au Labrador, au sud de la Zone de cisaillement de Zeni (ZCzen). Des âges de 2581 +10/-8 Ma et de 2571 +6/-5 Ma (James et al., 2003) proviennent respectivement d’une opdalite de l’Intrusion de Brass et d’un granite du Granite de La Pinaudière. Dans le secteur nord de ce domaine lithotectonique, une datation réalisée sur un échantillon de monzodiorite de la Suite de Nekuashu a donné un âge de 2514,5 ±1,1 Ma (David, 2019).

Dans le Domaine de George, un âge métamorphique de 2543 ±20 Ma (Corrigan et al., 2018) a été obtenu sur des surcroissances de zircon provenant d’un échantillon de roche volcanique felsique du Complexe de Tunulic. Un second âge de 2565,3 ±4,2 Ma est interprété par David (2019) comme celui de la mise en place d’un tuf intermédiaire. Il demeure toutefois difficile de conclure entre l’existence d’un deuxième épisode de volcanisme dans certains secteurs du Domaine de George ou d’un épisode de métamorphisme. 

Représentation temporelle des unités géologiques au Paléoprotérozoïque

La représentation temporelle des unités stratigraphiques au Paléoprotérozoïque met encore une fois en évidence le caractère unique du Domaine de Mistinibi-Raude. Les âges des protolites de ~2480 à 2300 Ma, l’épisode métamorphique de haut grade entre ~2145 et 2070 Ma ainsi que l’absence d’âges hudsoniens au sein de ce domaine indiquent une évolution tectonométamorphique distincte du reste du SEPC (Charette et al., 2019; Godet et al., 2020b). Les autres domaines lithotectoniques ont tous été fortement actifs au Paléoprotérozoïque.

La Fosse du Labrador est aussi représentée sur cette figure pour référence. Le lecteur est prié de se référer à la synthèse de Clark et Wares (2004) pour plus de détails.

Géochronologie et distribution régionale des unités géologiques au Paléoprotérozoïque

Période entre 2500 Ma et 2185 Ma

La période entre 2500 et 2185 Ma est caractérisée par la mise en place de la majeure partie des unités du Domaine de Mistinibi-Raude, alors que ces âges sont pratiquement absents de l’ensemble des autres domaines lithotectoniques du SEPC. La seule autre empreinte géologique de cette période dans le SEPC consiste en quelques âges d’héritage obtenus dans deux échantillons prélevés au sein du Domaine de Falcoz. 

L’âge de 2480 ±11 Ma (David et al., 2009b) obtenu dans une unité de roches felsiques à intermédiaires du Complexe de Zeni marque le début du magmatisme paléoprotérozoïque dans le secteur sud du Domaine de Mistinibi-Raude. Les roches de ce complexe étant localisées au sein de la ZCzen, elles sont fortement mylonitisées, rendant difficile l’identification des protolites. Selon Danis (1991) et Taner (1992), le Complexe de Zeni est en majeure partie composé de roches volcano-sédimentaires. D’un autre côté, Clark et al. (2008) et Hammouche et al. (2011 et 2012) mentionnent que leurs travaux n’ont pas permis de confirmer si les roches felsiques à intermédiaires déformées représentent des niveaux de métatuf ou de granitoïde. Ces roches sont aussi en partie similaires aux gneiss felsiques à intermédiaires du Complexe d’Advance situés dans leur prolongement vers le nord, qui n’ont toutefois pas été datés. Le Complexe de Ntshuku, localisé dans la portion centre-est du domaine, est interprété comme un ancien arc volcanique (Corrigan et al., 2018) et a été daté à 2374 ±3 Ma (Davis et Sutcliffe, 2018a). Les surcroissances de zircon datées à 2318 ±5 Ma sont interprétées comme reflétant un épisode de fusion partielle ou de remobilisation du protolite (Davis et Sutcliffe, 2018a). Un autre âge de 2373 ±7 Ma (Corrigan et al., 2018) confirme l’âge de cristallisation du Complexe de Ntshuku, bien qu’il ait été obtenu dans un échantillon considéré par les auteurs comme une roche intrusive équivalente à celles de la Suite intrusive de Pallatin. 

La monzodiorite quartzifère de la Suite de Pallatin a été datée à 2336 ±6,1 Ma (David, 2020b), confirmant l’âge préliminaire de 2332 Ma mentionné par Girard (1990b; S. Bowring, comm. pers.). Bien que l’interstratification étroite des faciès de ces deux unités (suites de Ntshuku et de Pallatin) laisse croire qu’elles soient contemporaines, les datations révèlent un intervalle minimal de 24 Ma (considérant les incertitudes) qui suggère un diachronisme. L’alternance des unités pourrait alors être d’origine tectonique, telle que proposée par van der Leeden (1995), mais l’absence de relations de terrain claires ne permet pas de l’affirmer avec certitude. 

Entre 2336 et 2320 Ma, l’évolution géologique du Domaine de Mistinibi-Raude est marquée par un magmatisme intermédiaire à mafique, incluant les roches de la Suite de Pallatin. Dans le sud du domaine, un âge de 2334,4 ±4,5 Ma (David, 2020b) a été obtenu dans une gabbronorite de la Suite de Raude. Plus au nord, deux âges de 2322 ±5 Ma et de 2320 ±21 Ma (Corrigan et al., 2018) ont respectivement été obtenus dans une mangérite porphyroclastique et une jotunite; ces âges contraignent la mise en place de la Suite de Pelland.

À la même époque, une période d’érosion a produit une importante séquence de roches sédimentaires aujourd’hui connue comme le Complexe de Mistinibi. Des zircons détritiques prélevés dans une métatexite du Complexe de Mistinibi permettent d’estimer l’âge maximal de dépôt à 2186 ±15 Ma (David, 2019). Une étude réalisée par Godet et al. (2020b) sur des grains de zircons détritiques préservés (par opposition aux grains métamorphiques anatectiques) au sein de paragneiss migmatitisés de ce même complexe a retourné un âge maximal de dépôt estimé à 2220 Ma. Plusieurs populations de zircons détritiques, principalement entre 2360 et 2350 Ma, mais aussi à 2400 Ma et à 2310 Ma, suggèrent que le protolite sédimentaire est majoritairement issu de l’érosion locale des unités paléoprotérozoïques du Domaine de Mistinibi-Raude (Complexe de Ntshuku et suites de Pelland, de Pallatin, de Raude, du Lac Cabot et de Résolution).  

À l’extrémité nord du Domaine de Falcoz, un échantillon de gneiss enderbitique du Complexe de Lomier prélevé en bordure de la Zone de cisaillement d’Abloviak a retourné quatre groupes d’âges paléoprotérozoïques à 2488 ±15 Ma, 2375 ±12 Ma, 2266 ±18 Ma et 2179 ±14 Ma David, 2020a), interprétés comme hérités. Dans le même secteur, un deuxième âge d’héritage de 2498 ±12 Ma (David et al., 2009a) a été obtenu dans un niveau décamétrique d’amphibolite au sein d’un affleurement de gneiss tonalitique.

Période entre 2185 Ma et 2020 Ma

La période entre 2185 et 2020 Ma est caractérisée par un épisode de métamorphisme important au sein du Domaine de Mistinibi-Raude. À l’instar de la période précédente, très peu d’activité est reconnue dans les autres domaines lithotectoniques du SEPC. Une exception est à noter dans la Fosse du Labrador, où la période entre 2169 ±2 Ma (Rohon et al., 1993) et 2142 +4/-2 Ma (Clark et Wares, 2004) correspond au premier cycle. Selon Clark et Wares, 2004, ce cycle est caractérisé par le dépôt d’une séquence de bassin intracratonique (Groupe de Seward) surmontée successivement par des roches sédimentaires de marge continentale passive (Groupe de Pistolet), des basaltes et des flyschs (Groupe de Swampy Bay) et un complexe récifal dolomitique de plate-forme (Groupe d’Attikamagen). Les filons-couches de la Suite de Wakuach (Supersuite de Montagnais) se sont aussi mis en place à la même période (2169 ±2 Ma; Rohon et al., 1993). Quelques datations révèlent aussi des indices d’activités géologiques dans le Domaine de Falcoz. 

Une étude réalisée par Godet et al. (2020b) combinant plusieurs géochronomètres, dont Lu-Hf sur grenat et U-Pb sur zircon et monazite dans les paragneiss migmatitisé du Complexe de Mistinibi, a permis de dater un épisode métamorphique de haut grade avec des conditions anatectiques qui auraient perduré pendant 55 à 75 Ma, entre 2145 et 2070 Ma. Deux autres âges métamorphiques similaires de 2093 ±17 Ma et 2053 ±13 Ma (Corrigan et al., 2018) ont aussi été obtenus dans des échantillons de la Suite de Pelland. 

Dans le Domaine de Falcoz, le dépôt des sédiments de la Suite de Koroc River (Complexe de Lomier) est estimé à ~2040 Ma (Charette et al., 2021), les zircons détritiques étant exclusivement paléoprotérozoïques et compris entre 2447 et 2039 Ma. Finalement, une surcroissance de zircon dans un échantillon de gneiss granulitique du Complexe de Sukaliuk suggère la possibilité d’une remobilisation à 2040 ±13 Ma (Corrigan et al., 2018).

Période entre 2020 Ma et 1900 Ma

La période entre 2020 et 1900 Ma est principalement caractérisée par le dépôt de sédiments dans le secteur oriental du SEPC (domaines de Falcoz et de Mistinibi-Raude). Un épisode métamorphique est également répertorié localement dans les sous-domaines nord et est des domaines de Baleine et de Falcoz ainsi que dans les domaines de Mistinibi-Raude et de George.

Dans le Domaine de Mistinibi-Raude, l’érosion des migmatites du Complexe de Mistinibi et des roches environnantes a produit le bassin sédimentaire du Groupe de la Hutte Sauvage. Les zircons détritiques ont retourné des âges distribués entre 2570 et 1978 Ma, avec trois modes dominants autour de 2510 Ma, 2320 Ma et 2080 Ma (Corrigan et al., 2018). Le grain concordant le plus jeune a donné un âge de 1987 ±7 Ma, interprété comme l’âge maximal de dépôt. Ces âges indiquent que le Groupe de la Hutte Sauvage semble dériver des roches du Domaine de Mistinibi-Raude, sans apport significatif des domaines lithotectoniques adjacents (Corrigan et al., 2018; Godet et al., 2020b).

Dans le Domaine de Falcoz, les travaux de Charette et al. (2021) ont permis de contraindre la période de dépôt des sédiments de la Suite de Lake Harbour entre 1935 Ma (plus jeune zircon détritique) et 1896 Ma à 1883 Ma (initiation d’un épisode métamorphique de haut grade). Un âge similaire de 1934 ±2 Ma (Scott et Gauthier, 1996) a été obtenu sur des zircons détritiques de roches provenant de l’île de Baffin, renforçant l’âge maximal de dépôt.  

Dans la partie centre-est du Domaine de Falcoz, un âge maximal Lu-Hf sur grenat de la Suite de Koroc River reflète un épisode métamorphique localisé à 1956 ±19 Ma (Charette et al., 2021). À une quarantaine de kilomètres à l’ouest, un âge U-Pb sur monazite de 1911 ±8 Ma (Davis et al., 2018) obtenu dans une enderbite du Complexe de Sukaliuk indique un âge métamorphique légèrement plus jeune. Ces deux âges pourraient refléter un seul épisode métamorphique de haut grade ou deux épisodes distincts. À l’extrémité septentrionale du Domaine de Falcoz, dans la Zone de cisaillement d’Abloviak, un âge de 1930,1 ±9,2 Ma est interprété comme l’épisode métamorphique à l’origine de la formation du gneiss du Complexe de Lomier (David, 2020a).

Aucune activité magmatique ou tectonique n’a été enregistrée dans les lithologies du Domaine de George, à l’exception de deux âges métamorphiques obtenus dans une granodiorite migmatitisée du Complexe de Guesnier (1901 ±36 Ma; Corrigan et al., 2018) et dans un gneiss tonalitique du Complexe de Saint-Sauveur (1945,2 ±4,9 Ma; David, 2020a).

Dans le Sous-domaine Nord du Domaine de Baleine, Godet et al. (2020a) ont rapporté un âge Lu-Hf sur grenat de 1959 ±12 Ma dans une migmatite de la Suite de False. Cet âge est identique à l’âge Lu-Hf sur grenat de la Suite de Koroc discuté ci-dessus (1956 ±19 Ma; Charette et al., 2021), mais la relation entre les deux domaines lithotectoniques ainsi que les contextes tectonique et thermique à cette période sont peu contraints.

Période entre 1900 Ma et 1860 Ma

La période entre 1900 et 1860 Ma représente le début de l’enfouissement du Domaine de Falcoz sous le Craton nord-atlantique durant l’orogénèse des Torngat, impliquant un épisode de métamorphisme de haut grade au sein de plusieurs unités du Domaine de Falcoz. Cette période correspond aussi au dépôt des roches volcano-sédimentaires du cycle 2 dans la Fosse du Labrador.

Dans le Domaine de Falcoz, les âges Lu-Hf sur grenat de 1896 ±14 Ma et de 1883 ±26 Ma (Charette et al., 2021) contraignent le début de la collision, repoussant de 10 à 50 Ma les estimations antérieures (1875 à 1850 Ma; Bertrand et al., 1993; Kelly et al., 2011). Les travaux de Charette et al. (2021) indiquent aussi un métamorphisme de moyenne pression et de haute température (faciès des granulites) ayant perduré de 1896 à 1810 Ma et ayant affecté l’ensemble du Domaine de Falcoz. Cet épisode métamorphique est associé à la mise en place des roches intrusives felsiques à hypersthène du Complexe d’Imaapik et de la Suite d’Inuluttalik, ces dernières pouvant représenter des produits évolués issus de la fusion partielle des orthogneiss du Complexe de Sukaliuk (Lafrance et al., 2015). L’âge de cristallisation d’une enderbite de la Suite d’Inuluttalik est de 1863,9 ±8,5 Ma (David, 2019). Le Complexe d’Imaapik, daté à 1875 ±8 Ma (U-Pb sur monazite; Davis et al., 2018) et 1851 ±6 Ma (U-Pb sur zircon; Davis et al., 2018), est quant à lui interprété comme une unité intrusive enderbitique paléoprotérozoïque au sein des roches archéennes (Lafrance et al., 2015). L’analyse d’un deuxième échantillon confirme l’âge de mise en place de l’unité à 1865 ±5 Ma (Corrigan et al., 2018). Les orthogneiss du Complexe de Kangiqsualujjuaq ont aussi enregistré l’épisode de métamorphisme régional. Deux échantillons, dont un a été prélevé en bordure est du Complexe d’Imaapik et un autre sur la rive de la baie d’Ungava, ont retourné des âges métamorphiques respectifs de 1871 ±15 Ma (Davis et al., 2018) et de 1874 ±31 Ma (Davis et al., 2014).

Dans la Fosse du Labrador, la période entre 1884 ±1,6 Ma (Findlay et al., 1995) et 1874 ±3 Ma (Machado et al., 1997) correspond au deuxième cycle, qui comprend : 1) des roches sédimentaires de plate-forme et turbiditiques (Groupe de Ferriman); 2) des roches volcaniques mafiques interstratifiées avec des roches sédimentaires clastiques (Groupe de Doublet); 3) des roches turbiditiques et ferrifères surmontées de basalte (Groupe de Koksoak); 4) des roches volcaniques felsiques et mafiques surmontées de roches sédimentaires de plate-forme marine (Groupe de Le Moyne); et 5) des roches volcanoclastiques, des méiméchites et des carbonatites (Complexe volcanique de Castignon; Clark et Wares, 2004). Les filons-couches de la Suite intrusive de Gerido se sont aussi mis en place à cette période. Les âges cités ci-dessus ont d’ailleurs été obtenus au sein de cette unité. Les travaux de Henrique-Pinto et al. (2017) mentionnent que les relations de terrain et la similarité des populations de zircons détritiques entre des échantillons provenant de roches des formations de Denault (cycle 1) et de Baby (cycle 2) suggèrent l’absence de discontinuité entre les deux premiers cycles du Supergroupe de Kaniapiscau. Les populations de zircons détritiques de ce supergroupe sont en accord avec un contexte divergent indiquant probablement une transition d’une phase de rift (premier cycle) à une marge passive (deuxième cycle).

La fin de cette période semble aussi correspondre au début d’un épisode métamorphique enregistré dans les gneiss archéens dans du Domaine de Baleine (1864 ±17 Ma; Davis et al., 2014 et 1873 ±8 Ma; Davis et Sutcliffe, 2018a).

Période entre 1860 Ma et 1834 Ma

La collision continentale entre le Domaine de Falcoz et le Craton nord-atlantique, initiée autour de 1895 Ma, se reflète par une période de migmatitisation qui aurait perduré sur une période minimale de 50 Ma au sein du Domaine de Falcoz (Charette et al., 2021). Cette période est également marquée par une activité magmatique intense dans le Domaine de George, qui s’étend approximativement de 1860 à 1800 Ma, ainsi que par une longue période de déformation mylonitique au sein des zones de cisaillement régionales. Le Domaine de Baleine est aussi affecté par un épisode métamorphique et par la mise en place de nombreuses unités intrusives felsiques à mafiques. Enfin, les sédiments de la Suite de Freneuse se sont déposés dans le Domaine de Rachel-Laporte durant cette période.

L’événement métamorphique lié à l’orogénèse des Torngat a été enregistré dans l’ensemble du Domaine de Falcoz. Ainsi, dans le Sous-domaine Ouest, un échantillon de paragneiss de la Suite de Lake Harbour a enregistré des âges de 1854 ±5 Ma (zircon), 1838 ±6 Ma (monazite) et 1851 ±70 Ma (grenat; Charette et al., 2021). Dans la section centrale, des âges de 1844 ±5 Ma (Davis et al., 2018) et de 1844 ±15 Ma (Corrigan et al., 2018) proviennent respectivement d’une enderbite du Complexe de Sukaliuk et d’un monzogranite de la Suite de Siimitalik. Enfin, dans le Complexe de Lomier, localisé aux extrémités nord et est du domaine, des âges sur zircon de 1845 ±4 Ma (Charette et al., 2021) et de 1844,5 ±8,9 Ma (David, 2020a) sont interprétés comme reflétant la cristallisation du liquide anatectique. Cet épisode de convergence semble aussi responsable de la migmatitisation des orthogneiss du Complexe de Kangiqsualujjuaq. Plusieurs âges métamorphiques provenant d’analyses de zircon (1848,5 ±14 Ma; David et al., 2009a; 1845 ±3 Ma; Corrigan et al., 2018) et de monazite (1834 ±4 Ma et 1838 ±2 Ma; Scott, 1998) ont été obtenus dans cette unité. L’âge de 1834,7 ±5,5 Ma obtenu dans un échantillon du Complexe de Fougeraye, interprété comme résultant de la fusion partielle des orthogneiss du Complexe de Kangiqsualujjuaq, est considéré comme celui de la cristallisation de la migmatite (David, 2020b).   

La mise en place des roches mafiques de la Suite de Nuvulialuk est aussi associée à cette période. La cristallisation d’une gabbronorite gneissique à grenat, réassignée à cette suite par Lafrance et Vanier (2022), a été datée à 1856 ±15 Ma par Charette et al. (2021; plus vieille population de zircons). Les études géochronologiques par Lu-Hf et Sm-Nd de Charette et al. (2021) ont aussi permis d’interpréter l’âge minimal de la cristallisation du grenat à 1839 ±5 Ma.

La Supersuite de De Pas affleure principalement dans de Domaine de George, et localement dans le Domaine de Baleine. Plusieurs datations indiquent que cet épisode magmatique est en partie synchrone au développement des grands corridors régionaux de cisaillement, particulièrement la Zone de cisaillement de la Rivière George. Trois âges similaires ont été obtenus : 1) 1837,3 ±4,5 Ma (David et al., 2011) dans une opdalite mylonitique de la Suite charnockitique de De Pas; 2) 1843 ±15 Ma (Corrigan et al., 2018) dans une granodiorite porphyroïde de la Suite granitique de De Pas; et 3) 1840 ±6 Ma (Corrigan et McFarlane, comm. pers., 2015) dans un monzogranite porphyroïde de la Suite granitique de De Pas.

Dans le Domaine de Baleine, la poursuite de l’épisode de métamorphisme ayant débuté à 1873 ±8 Ma (Davis et Sutcliffe, 2018a) au sein des gneiss archéens des complexes d’Ungava et de Knox est enregistré dans deux échantillons à 1844 ±26 Ma (David, 2020b) et à 1859 ±4 Ma (Corrigan et McFarlane, comm. pers., 2017). L’épisode de fusion partielle dans les unités d’origine sédimentaires correspond à la cristallisation des diatexites de la Suite de Winnie (1838 ±7 Ma; Davis et al., 2015) et à celui du liquide anatectique dans la Suite de False (1807 ±4 Ma; Godet et al., 2020a). Un âge similaire Lu-Hf sur grenat date le métamorphisme prograde à 1836 ±5 Ma. Cet âge, obtenu dans une lentille d’amphibolite à grenat au sein de paragneiss de la Suite de False, correspond au pic métamorphique dont les conditions sont estimées à 790° et 7,2 kbar (Godet et al., 2020a). Cet épisode de migmatitisation est contemporain à la mise en place de plusieurs unités intrusives dans le Domaine de Baleine : 1) les granodiorites et monzodiorites quartzifères de la Suite de Champdoré, entre 1859 ±9 Ma et 1837 ±2 Ma (Rayner et al., 2017; Corrigan et McFarlane, comm. pers., 2017; Corrigan et al., 2018); 2) les roches intrusives intermédiaires à mafiques métamorphisées du Complexe de Kaslac, entre 1835 ±2 Ma et 1827 ±5 Ma (Davis et al., 2014; Corrigan et McNicoll, comm. pers., 2018); 3) les roches intrusives intermédiaires à mafiques de la Suite de Lhande, datées à 1835 ±4 Ma (Rayner et al., 2017); et 4) la tonalite déformée du Pluton de Kuujjuaq, entre 1845 et 1833 Ma (Perreault et Hynes, 1990).

Le Domaine de Rachel-Laporte est majoritairement constitué des roches métasédimentaires de la Suite de Freneuse et, en proportions moindres, des roches intrusives et effusives mafiques et ultramafiques de la Suite de Klein. Ces roches ont été métamorphisées au faciès des amphibolites et n’ont généralement pas été affectées par la fusion partielle importante qui caractérise les unités du Domaine lithotectonique de Baleine (Lafrance et Vanier, 2021). L’âge de dépôt des sédiments est assez bien circonscrit entre l’âge des zircons détritiques les plus jeunes (1834 ±4 Ma; Godet et al., 2020a; 1834 ±2,4 Ma; Henrique-Pinto et al., 2017) et l’âge de croissance du grenat (1804,4 ±7,5 Ma; Godet et al., 2020a). Plusieurs auteurs ont proposé que les roches de la Supersuite de Laporte soient pour la plupart des équivalents plus fortement métamorphisés de celles du Supergroupe de Kaniapiscau de la Fosse du Labrador (Harrison, 1952; Gélinas, 1958a et b; Sauvé et Bergeron, 1965; Simard et al., 2013). Toutefois, des différences importantes entre les populations de zircons détritiques des roches sédimentaires de ces deux domaines lithotectoniques indiquent des sources différentes (Henrique-Pinto et al., 2017; Godet et al., 2020a). La distribution des âges des zircons détritiques dans la Suite de Freneuse s’étend de 3226 à 1830 Ma (Henrique-Pinto et al., 2017; Godet et al., 2020a). Plusieurs pics de population paléoprotérozoïques et archéens suggèrent que les domaines de George, de Baleine et de Mistinibi-Raude représentent la source potentielle des sédiments (Henrique-Pinto et al., 2017; 2019). La Province du Supérieur est considérée comme la source des sédiments du Supergroupe de Kaniapiscau (Henrique-Pinto et al., 2017; 2019). Dans le cas du Rachel-Laporte, les travaux de Henrique-Pinto et al. (2017, 2019) suggèrent une évolution de l’environnement de dépôt à travers le temps, soit un premier cycle correspondant à la mise en place de conglomérat et d’arkose dans un contexte de bassin d’avant-arc continental, suivi d’un second cycle de dépôt de wacke feldspathique au sein d’un bassin d’avant-pays.

Période entre 1834 Ma et 1805 Ma

Cette période correspond au début de l’orogénèse du Nouveau-Québec, résultant de la collision oblique entre la Province du Supérieur et la Fosse du Labrador, d’un côté, et les domaines de Rachel-Laporte et de Baleine préalablement accrétés aux autres blocs du SEPC, de l’autre côté (Godet et al., 2021). Dans le Domaine de George, le magmatisme de la Supersuite de De Pas se poursuit et plusieurs unités enregistrent l’empreinte d’un épisode métamorphique. Cette période correspond aussi à l’exhumation et au refroidissement de l’Orogène des Torngat suggérés par des âges de métamorphisme et la mise en place d’unités felsiques tardives dans le Domaine de Falcoz. 

Le Domaine de Baleine est marqué par un épisode de fusion partielle et par la mise en place de quelques unités intrusives. Un âge de zircon métamorphique suprasolidus à 1807 ±4 Ma date le refroidissement de haute température et la cristallisation du liquide anatectique dans un paragneiss migmatitisé de la Suite de False (Godet et al., 2020a). Cet événement thermique est aussi enregistré dans les gneiss archéens du Complexe d’Ungava (1813 ±11 Ma; Davis et al., 2014). Des âges de cristallisation contemporains de 1817 ±10 Ma (Davis et al., 2014) et de 1811 ±12 Ma (Davis et al., 2015) ont aussi été obtenus dans la Suite d’Aveneau, laquelle est interprétée comme dérivant de la fusion partielle des gneiss du Complexe d’Ungava (Simard et al., 2013). D’autres âges métamorphiques sont aussi répertoriés à cette période dans le Complexe de Knox (1805,3 +1,9/-1,4 Ma; David et al., 2011) et dans la Suite de Lhande (1805 ±23 Ma; Rayner et al., 2017). 

La mise en place des roches intrusives mafiques à intermédiaires de la Suite de Kaslac se poursuit durant cette période (1828 ±5 Ma et 1827 ±5 Ma; Corrigan et McNicoll, comm. pers., 2018). Bien que la majeure partie des granites de la Suite de Dancelou soit généralement plus jeune que 1793 ±4 Ma (Rayner et al., 2017), un âge de 1805,4 ±3,2 Ma a aussi été obtenu dans un dyke de granite pegmatitique (Davis, comm. perso., 2017). Un âge de 1829 ±2 Ma (Rayner et al., 2019) a été obtenu pour la cristallisation d’une diatexite du Complexe de Giton. Cette unité est interprétée comme une écaille tectonique dans les séquences volcano-sédimentaires de la Supersuite de Laporte (Charette, 2016). Son âge est similaire à celui de la diatexite de la Suite de Winnie (1838 ±7 Ma; Davis et al., 2015), dans le Domaine de Baleine. 

Appuyé par neuf autres datations U-Pb au Québec et au Labrador, le magmatisme associé à la Supersuite de De Pas, en majeure partie localisée dans le Domaine de George, s’est poursuivi entre 1831 ±5 Ma et 1805 ±2 Ma (Krogh, 1986; Dunphy et Skulski, 1996; James et al., 1996; Isnard et al., 1998; James et Dunning, 2000; Davis et al., 2018; Corrigan et al., 2018; David, 2019). Cette période correspond aussi à un épisode de fusion partielle qui a affecté les gneiss archéens du Complexe de Saint-Sauveur pour produire les migmatites et les granites d’anatexie du Complexe de Guesnier. Les âges métamorphiques de cette période obtenus dans les migmatites et les gneiss du Domaine de George sont de 1818 ±13 Ma (Davis et al., 2014) et de 1808 ±2 Ma (sur monazite; Machado et al., 1989). Un âge de 1812 ±5 Ma (Davis, comm. pers., 2017) est interprété comme celui de la cristallisation d’un granite d’anatexie. Un âge métamorphique de 1831 ±12 Ma (Corrigan et al.,2018) est aussi noté dans le Complexe de Tunulic. Les intrusions massives de lamprophyres de la Suite de Fayot ont aussi été datées à 1815 ±3 Ma (Corrigan et al., 2018). Malgré leur âge similaire à celui des roches les plus jeunes de la Supersuite de De Pas, celles de la Suite de Fayot n’ont pas été affectées par la déformation régionale ni par le métamorphisme régional. À noter que l’activité tectonique au sein de la Zone de cisaillement de la Rivière George, en bordure de laquelle se sont mises en place les roches de la Supersuite de De Pas, se serait terminée approximativement entre1825 Ma (Dunphy et Skulski, 1996) et 1812 ±5 Ma (Vanier, 2019).

Dans le Domaine de Falcoz, des âges de zircons et de monazites ont permis de situer la cristallisation du leucosome des diatexites de la Suite de Lake Harbour entre 1825 ±7 Ma et 1812 ±6 Ma (Davis et al., 2018; Charette et al., 2021). Rappelons que les âges Lu-Hf sur grenat réalisés par Charette et al. (2021) indiquent toutefois que la fusion des roches métasédimentaires a commencé plus tôt, soit autour de 1896 Ma. Cette période représente aussi celle de la mise en place des intrusions granitiques les plus jeunes et des granites d’anatexie. Deux datations effectuées dans un granite et un granite pegmatitique de la Suite de Qarliik ont donné des âges respectifs de 1828 ±2 Ma et de 1832 ±11 Ma (David et al., 2009a). La cristallisation des monazites à 1829,7 ±4 Ma est interprétée comme l’âge de la mise en place du granite d’anatexie à grenat de la Suite d’Abrat (David et al., 2009a). La charnockite de la Suite d’Inuluttalik a aussi été datée à 1822 ±8 Ma (Davis et al., 2018). Charette et al. (2021) ont daté la régression vers la phase solidus à 1817 ±6 Ma à partir de la population de zircons la plus jeune dans une roche mafique à grenat de la Suite de Nuvulialuk. Ces auteurs interprètent aussi l’âge du refroidissement au faciès des amphibolites à 1806 ±26 Ma (Sm-Nd sur grenat). Dans la Suite d’Inuluttalik, les âges métamorphiques plus jeunes de 1808 ±86 Ma (Corrigan et al., 2018) et de ~1800 Ma (Corrigan et McFarlane, comm. pers. 2015) pourraient quant à eux être expliqués par l’épisode de refroidissement relié à l’exhumation lente qui est estiméentre 1810 et 1730 Ma (Mengel et Rivers, 1991; Bertrand et al., 1993; Scott, 1995; Scott et Machado, 1995; Charette et al., 2021).

Période entre 1805 Ma et 1720 Ma

Cette période représente l’enfouissement en croûte moyenne des unités du Domaine de Rachel-Laporte, suivi par un épisode de refroidissement attribué à l’exhumation lente de l’ensemble du SEPC estimée entre 1810 et 1730 Ma (Mengel et Rivers, 1991; Bertrand et al., 1993; Scott, 1995; Scott et Machado, 1995; Charette et al., 2021; Godet et al. 2021). Des âges métamorphiques associés à cet événement ont été obtenus dans les domaines de Rachel-Laporte, de Baleine, de George et de Falcoz. La mise en place des granites et des pegmatites des suites intrusives tardives de Dancelou, de Mercier et de Dumans s’est aussi en majeure partie déroulée à cette période.

Dans le Domaine de Rachel-Laporte, un âge Lu-Hf sur grenat à 1804,4 ±7,5 Ma date l’enfouissement des séquences supracrustales à un niveau de croûte moyenne (7-9 kbar et 600 à 650 °C; Godet et al., 2020a). Cet épisode est contemporain au dépôts des sédiments de type molasse synorogénique du troisième cycle (Formation de Chioak; Clark et Wares, 2004) sur la marge de la Province du Supérieur et au développement de la ceinture de chevauchement et de plissement à vergence ouest reconnu dans la Fosse du Labrador en réponse à un régime transpressif dextre (Machado et al., 1997; Wardle et al., 2002; Konstantinovskaya et al., 2019). L’enfouissement est suivi par l’exhumation et le refroidissement du système orogénique. Quatre âges métamorphiques sur zircon, monazite et rutile entre 1793 ±5 Ma et 1740 ±5 Ma (Machado et al., 1989; Davis et al., 2015) ont été obtenus à partir d’échantillons provenant des complexes archéens de Rénia et de Boulder, dans le nord du Domaine de Rachel-Laporte. L’absence de déformation dans les granitoïdes de la Suite de Mercier suggère une mise en place tarditectonique à postorogénique, fort probablement contemporaine de celle des granites de la Suite de Dancelou, dans le Domaine de Baleine.   

Dans le Domaine de Baleine, un âge sur rutile de 1798 ±16 Ma dans les paragneiss de la Suite de False reflète un épisode de refroidissement et d’exhumation (Godet et al., 2020a). La Suite de Dancelou représente l’unité paléoprotérozoïque la plus jeune du SEPC avec des âges en majeure partie compris entre 1793 ±4 Ma et 1748 ±8 Ma (Corrigan et McFarlane, comm. pers. 2017; Rayner et al., 2017; Davis et Sutcliffe, 2018b). Trois âges métamorphiques contemporains, entre 1792 ±9 Ma et 1774 ±5 Ma (Machado et al., 1989; Davis et al., 2014) ont aussi été obtenus au sein des gneiss du Complexe d’Ungava.

Dans le Domaine de George, seul un échantillon de granodiorite porphyroïde de la Supersuite de De Pas aurait enregistré une empreinte métamorphique, à 1773 ±7 Ma (Corrigan et al., 2018).

Le granite de la Suite de Dumans, daté à 1762 ±42 Ma (David, 2020b), avec des composantes d’héritage entre 2,5 et 2,4 Ga, et à 2121 ±39 Ma, représente la seule activité magmatique postérieure à 2020 Ma qui a été répertoriée jusqu’à présent dans le Domaine de Mistinibi-Raude. 

Finalement, les évidences de l’événement thermique associé à l’exhumation lente ont été répertoriées au sein de plusieurs échantillons prélevés dans le Domaine de Falcoz. Des âges imprécis, pouvant être associés au métamorphisme ou à l’exhumation, de 1768 ±52 Ma (Corrigan et al., 2018), de 1783 ±25 Ma (David, 2019) et de 1718 ±98 Ma (Corrigan et al., 2018) ont été obtenus dans des gneiss tonalitiques généralement granulitiques du Complexe de Sukaliuk. Des âges de 1784 ± 31 Ma et de 1783 ±16 Ma ont aussi été obtenus par analyses Sm-Nd sur grenat (Charette et al., 2021), respectivement dans des paragneiss des suites de Lake Harbour et de Koroc River.

Conclusion

Ce document constitue une synthèse de données géochronologiques du SEPC dispersées au sein de nombreux rapports gouvernementaux et publications scientifiques. Les nouvelles représentations spatio-temporelles servent de base à la compréhension de l’histoire tectonique de la région en mettant en évidence les différents blocs crustaux qui composent le SEPC, leurs évolutions plutoniques, sédimentaires et métamorphiques propres, ainsi que leurs relations de l’Archéen au Paléoprotérozoïque. Ces données apportent une vision d’ensemble sur l’évolution de l’architecture crustale et thermique de la région.

L’interprétation de l’évolution tectoniques du SEPC a évolué depuis les premiers modèles présentés dans les années 1970 (Dewey et Burke,1973; Gibb et al., 1978) aux plus récents travaux du Ministère et de ses partenaires universitaires et gouvernementaux entre 2009 et 2021. Ces différents modèles sont présentés dans la fiche stratigraphique de la Province de Churchill. 

Auteurs	Isabelle Lafrance, géo., M. Sc. isabelle.lafrance@mrnf.gouv.qc.ca Antoine Godet, Ph. D. antoine.godet@nrcan-rncan.gc.ca
Géomatique	Julie Sauvageau et Kathleen O’Brien
Lecture critique	Louise Corriveau, Ph. D.
Révision linguistique	Simon Auclair, géo., M. Sc.
Organisme	Direction générale de Géologie Québec, Ministère des Ressources naturelles et des Forêts, Gouvernement du Québec

Remerciements :

Ce Bulletin géologique est le fruit de la collaboration de nombreuses personnes qui ont activement pris part aux différentes étapes de la réalisation du projet, notamment les géologues et étudiants ayant participé aux campagnes de terrain entre 2009 et 2017, les professeurs et étudiants ayant traité de problématiques spécifiques et régionales dans le cadre d’études universitaires ainsi que nos partenaires de la Commission géologique du Canada, du Geotop et du Jack Satterly Geochronology Laboratory.

Références

Publications accessibles dans Sigéom Examine