Le Complexe de Lomier a été défini par Girard (1990) dans la région du lac Courdon (feuillet 14E12). Il regroupe des gneiss à hypersthène, de compositions variées, caractérisés par une signature aéromagnétique prononcée, un grain tectonique nord-sud et longeant la frontière entre le Québec et le Labrador. Ce complexe a aussi été décrit dans la région du lac Henrietta (Lafrance et al., 2015) et prolongé vers le nord dans la région de la rivière Koroc et de Hébron (Verpaelst et al., 2000) ainsi que dans la région de Pointe le Droit (Mathieu et al., 2018), où il se pince sur la Zone de cisaillement d’Abloviak (ZCabl) qui bifurque vers l’ouest-nord-ouest dans ce secteur.  

Dans la région de la rivière Koroc et de Hébron, Verpaelst et al. (2000) avait regroupé des unités des suites de Courdon et de Koroc River au sein d’unités indifférenciées du Complexe de Lomier. Dans le cadre d’une synthèse du sud-est de la Province de Churchill (Lafrance et al., 2018), les unités ont été uniformisées à la grandeur du Domaine lithotectonique de Falcoz (Lafrance et Vanier, 2022). Le tableau ci-dessous synthétise les correspondances entre les unités actuelles et les précédentes.

Description

Complexe de Lomier 1 (pPlom1) : Gneiss à hypersthène

Le gneiss charnockitique est cassonade clair et renferme 4 à 10 % de minéraux ferromagnésiens, essentiellement des pyroxènes. L’étirement des minéraux est généralement plus développé que le rubanement et la foliation. Le rubanement, peu visible en affleurement, est souligné par la variation du pourcentage de feldspath potassique (charnockite à opdalite) et de la granulométrie (très fine à fine), facilement observable sur les échantillons colorés. Entre 5 et 15 % de rubans ou injections diffuses de charnockite leucocrate et grenue sont parallélisés dans la déformation. Le feldspath potassique est perthitique et couramment bordé de myrmékites. Les minéraux ferromagnésiens du gneiss charnockitique sont dominés par de l’orthopyroxène fragmentaire, non altéré ou partiellement remplacé par un mélange d’iddingiste et de carbonates. Le gneiss renferme aussi de fins feuillets de biotite et jusqu’à 2 % de magnétite finement disséminée. Les minéraux accessoires principaux sont l’apatite, le zircon, l’amphibole (en remplacement du pyroxène) et les carbonates interstitiels. Du clinopyroxène et du grenat sont aussi observés de façon sporadique.

Complexe de Lomier 2 (pPlom2) : Gneiss rubané à alternance de diorite et de granite

L’unité de gneiss granitique forme une bande de 3 à 5 km de largeur à la bordure ouest du Complexe de Lomier et représente probablement une zone de rétromorphisme reliée à la Zone de cisaillement de Pilliamet (ZCpil). Cette unité comprend une alternance de deux phases déformées en niveaux décimétriques à métriques : une phase grise dioritique (localement granitique) et une phase de granite rose plus grenu. La phase granitique est généralement dominante. La diorite est granoblastique et renferme entre 15 et 35 % de minéraux ferromagnésiens, qui consistent en hornblende verte et en biotite brune chloritisée. Le granite rose est hololeucocrate et non granoblastique. Il est légèrement folié à ultramylonitique et hématitisé le long des failles. D’après Girard (1990), la phase granitique représente des veines et lentilles de leucosome aux contacts francs avec le gneiss (paléosome). Un mince mélanosome biotitique forme par endroits un liséré millimétrique à l’interface entre le granite et le gneiss encaissant. Le granite est dominé par des lentilles riches en microcline partiellement recristallisée alternant avec des rubans de quartz à extinction roulante. Il contient une proportion moindre de biotite, de teinte brune ou verte, à inclusions de zircon et de minéraux opaques, ainsi que de la muscovite et de la chlorite.

Épaisseur et distribution

Le Complexe de Lomier forme une bande N-S de 10 à 15 km de largeur suivie sur plus de 200 km de longueur et qui longe la frontière entre le Québec et le Labrador. Il est limité par la ZCpil, à l’ouest, et la ZCabl, à l’est. Dans la partie nord du Domaine lithotectonique de Falcoz, la ZCpil converge vers la ZCabl, qui bifurque alors vers l’ouest-nord-ouest dans ce secteur. Le Complexe de Lomier vient alors se pincer à la jonction des deux zones de cisaillement. Seules quelques bandes de roches supracrustales assignées à la suite de Koroc River sont présentes au sein de la ZCabl de l’extrémité nord du Domaine de Falcoz. Les unités de gneiss couvrent une superficie de ~772 km² au sein du Domaine de Falcoz. Plus précisément, les unités pPlom1 et pPlom2 occupent respectivement ~274 km² et ~238 km² alors que les sous-unités pPlom1a et pPlom1b couvrent une superficie de ~130 km² chacune.

Datation

Un âge de ~1877 Ma a été obtenu au Labrador dans un gneiss enderbitique localisé à la bordure est du Complexe de Lomier (Bertrand et al., 1993). Les âges d’héritage obtenus dans un échantillon prélevé dans un gneiss localisé au sein de la ZCabl (affleurement 2017-JV-2140) sont similaires à ceux obtenus à partir de zircons détritiques dans un paragneiss de la Suite de Koroc River (2447-2039 Ma; Charette et al., 2021), ce qui laisse supposer que l’échantillon analysé serait un gneiss d’origine sédimentaire. L’âge métamorphique autour de 1930 Ma est interprété comme étant celui de l’épisode métamorphique à l’origine de la formation du gneiss (David, 2020).

Relations stratigraphiques

La ZCpil juxtapose le Complexe de Lomier et le Complexe de Sukaliuk localisé à l’ouest. Du côté est, la ZCabl représente le contact entre les complexes de Lomier et de Tasiuyak.

Le contact transitionnel et diffus entre les roches des suites de Courdon et de Koroc River avec les gneiss du Complexe de Lomier ont mené Girard (1990) à considérer que les gneiss représentent des zones plus déformées de ces deux suites.

L’origine du Complexe de Lomier demeure pour l’instant inconnue (Wardle et al., 1990 et 2002; Lafrance et al., 2016; Corrigan et al., 2018; Charette et al., 2021), ce qui représente une lacune importante dans l’évolution géodynamique de la région (Charette, 2016). Il pourrait être un équivalent du Batholite de Cumberland, sur l’île de Baffin (St-Onge et al., 2009; Wardle et al., 2002) et donc être interprété comme la racine d’un arc magmatique mis en place à la marge est du Domaine lithotectonique de Falcoz (Ermanovics et Van Kranendonk, 1998). Toutefois, l’hypothèse la plus acceptée est qu’il s’agisse d’un arc continental relié à la subduction vers l’est du Domaine lithotectonique de Falcoz sous la Province de Nain (Van Kranendonk et Wardle, 1996; Wardle et al., 2002).

Paléontologie

Ne s’applique pas.

Références

Publications accessibles dans SIGÉOM Examine

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