Historique

La Suite intrusive de Gerido a été introduite par Bilodeau et Caron-Côté (2018) pour réunir tous les filons-couches en intrusion dans les roches du deuxième cycle volcano-sédimentaire de la Fosse du Labrador. La Suite intrusive de Gerido remplace une partie de l’ancienne unité des Filons-couches de Montagnais (maintenant Supersuite de Montagnais). Dans la région de Kangirsuk (feuillet 25D01), une partie des roches ultramafiques avaient été assignées de façon informelle au complexe de Qarqasiaq (Hardy, 1976; Mungall, 1998) pour regrouper les laves ultramafiques et les intrusions subvolcaniques associées. Cependant, aucune structure ou signature géochimique particulière ne permet de conclure qu’il existe des roches volcaniques ultramafiques dans cette région. Les roches du complexe de Qarqasiaq ont par conséquent été intégrées à l’unité pPgrd1 de la Suite intrusive de Gerido. Le nom de l’unité fait référence au lac Gerido (feuillet 24K04).

Les roches maintenant assignées à la Suite intrusive de Gerido ont été cartographiées et décrites par plusieurs auteurs (Bergeron, 1953; Sauvé, 1956; Bérard, 1957, 1959, 1965; Frarey, 1961, 1967; Gold, 1962; Dimroth, 1964, 1969, 1978; Frarey et Duffell, 1964; Hashimoto, 1964; Sauvé et Bergeron, 1965; Baragar, 1967; Dressler, 1974a-b, 1975, 1979; Hardy, 1976; Clark, 1977, 1978, 1979, 1980, 1987, 2019; Wardle, 1979, 1982; Fournier, 1981, 1982; Wardle et Bailey, 1981; Bélanger, 1982; Lacroix, 1985, 1990; Gebert, 1986, 1991; Goulet, 1986, 1995; Rohon, 1987; Wares et al., 1988; Girard, 1989, 1995; Wares et Goutier, 1989, 1990; Goutier et Wares, 1991; Laurent, 1995; Clark et Wares, 2004; MRNF, 2010a-m; Bilodeau et al., 2011, 2012a-b; Simard, 2011; Lafrance et al., 2012a-e; Simard et al., 2014a-c; Bédard et al., 2017).

Description

La Suite intrusive de Gerido est une unité lithodémique regroupant la quasi-totalité des intrusions mafiques et ultramafiques injectées dans les unités supracrustales du deuxième cycle volcano-sédimentaire de la Fosse du Labrador. Cette unité ne prend en considération ni l’âge ni l’origine des roches intrusives. Des lithologies similaires sont présentes au sein de la Formation d’Hellancourt (Groupe de Koksoak) et de l’Intrusion de la Baie Kyak dans la région de Kangirsuk (feuillets 25C04, 25D01 et 25D08), mais ne sont pas incluses dans la Suite intrusive de Gerido. On trouve deux principaux types d’intrusions, soit les filons-couches mafiques différenciés (unité pPgrd2) et les filons-couches ultramafiques (unité pPgrd1). Une partie des filons-couches mafiques différenciés comprend à la fois des lithofaciès de compositions mafique et ultramafique. D’après les variations compositionnelles et structurales, on a défini de nombreuses unités informelles à même l’unité de filons-couches mafiques (pPgrd2) : le gabbro gloméroporphyrique et le gabbro porphyrique (pPgrd3), le leucogabbro à quartz, la diorite quartzifère et le granophyre (pPgrd4), le monzogabbro (pPgrd5), le gabbro amphibolitisé (pPgrd6), la roche felsique porphyrique et la rhyolite (pPgrd7), la hornblendite (pPgrd8), le métagabbro (pPgrd9), la diorite, le gabbro leucocrate et le gabbro hétérogène (pPgrd10), la roche ultramafique à trémolite (pPgrd11) et le gabbro carbonaté (pPgrd12).

Suite intrusive de Gerido 1 (pPgrd1) : Péridotite, pyroxénite, serpentinite et roches ultramafiques métamorphisées

L’unité pPgrd1 regroupe les filons-couches ultramafiques en intrusion dans les gabbros (unité pPgrd2) et métagabbros (unité pPgrd9). Ils sont composés de péridotite, de pyroxénite, de serpentinite et de roches ultramafiques métamorphisées (Baragar, 1967; Frarey, 1967; Hardy, 1976). Certaines de ces roches ultramafiques font partie d’intrusions mafiques à ultramafiques différenciées et litées de la région du lac aux Feuilles (feuillets 24K05 et 24K12; Bédard et al., 2017) et du lac Bleu (feuillet 23O01; Laurent, 1995). Bien que ces roches soient caractérisées par une susceptibilité magnétique variable, l’unité est facilement reconnaissable sur les cartes aéromagnétiques grâce à une forte susceptibilité magnétique générale.  

Dans la partie centre-nord de la Fosse du Labrador, les roches ultramafiques sont à contact franc et intrusif avec les gabbros (unité pPgrd2) et sont majoritairement présentes au contact inférieur de ceux-ci. Elles se composent de webstérite à olivine et hypersthène oïkocristique dans la région du lac aux Feuilles (Bédard et al., 2017) et de péridotite fortement altérée dans la région de Kangirsuk, où la minéralogie et les structures primaires sont presque complètement oblitérées par l’altération et le métamorphisme. Les affleurements sont identifiables grâce au relief arrondi qu’elles forment et à leur surface d’altération typique d’aspect massif, rugueux et fracturé. Leur patine est généralement rouge brunâtre et la cassure fraiche est noir verdâtre. Les roches sont généralement massives, homogènes, de granulométrie fine à moyenne, rarement à grain moyen à grossier, hétérogènes ou porphyriques (cristaux >1 cm). Elles ne sont déformées en aucun endroit. En affleurement, la roche est caractérisée par de gros cristaux gris verdâtre à distribution homogène interprétés comme des pyroxènes ouralitisés. Elle est également caractérisée par une abondance de pseudomorphes d’olivine ou de pyroxène et par la structure oïkocristique de certains minéraux.

En lame mince, on observe jusqu’à 80 % d’olivine ronde et jointive pour la plupart, fracturée et très serpentinisée. Les cœurs d’olivine sont préservés dans peu d’échantillons, la plupart étant remplacés par l’antigorite et le talc. Les interstices sont formés de cristaux d’orthopyroxène remplacés par une amphibole incolore (interprétée comme étant de la trémolite) et d’un assemblage de serpentine, de chlorite et de talc, ainsi que de cristaux fins de clinopyroxène, d’orthopyroxène, de hornblende, de magnétite et de spinelle. Certains échantillons renferment jusqu’à 15 % d’oxydes de fer distribués avec des carbonates en périphérie des cristaux d’olivine et dans leurs fractures. La magnétite et la pyrrhotite sont ubiquistes et forment localement de petits amas. L’intensité de la serpentinisation est variable et toujours accompagnée de veines centimétriques à décimétriques sans orientation préférentielle et de stockwerks de serpentine fibreuse et drusique, communément bordées d’un liseré de magnétite. Les veines coupent seulement les roches ultramafiques ou les gabbros susceptibles de contenir de l’olivine (pPgrd2).

Suite intrusive de Gerido 2 (pPgrd2) : Mésogabbro aphyrique, gabbro à olivine et intrusion mafique à ultramafique différenciée et litée

L’unité pPgrd2 réunit les filons-couches de mésogabbro aphyrique, de gabbro à olivine et les intrusions mafiques à ultramafiques différenciées. Les roches sont formées de gabbro ouralitisé à composition et structure peu variées : elles sont généralement mésocrates, ophitiques à subophitiques, massives et litées. Les filons-couches se subdivisent en deux groupes, les filons minces et les filons épais. Les filons minces présentent une minéralogie très uniforme de la base au sommet. On trouve deux variétés de filons-couches épais : 1) ceux caractérisés par un passage progressif à des phases de ferrogabbro et de diorite quartzique ferrugineuse (non cartographiable) ou à des niveaux de diorite quartzifère, de granophyre ou de gabbro pegmatitique (pPgrd4); et 2) ceux dont le sommet ne renferme pas de lithofaciès de ferrogabbro et de l’unité pPgrd4 (Sauvé et Bergeron, 1965). Les intrusions mafiques différenciées présentent les caractéristiques suivantes : 1) une variation graduelle de la composition chimique des minéraux primaires de la base au sommet des filons et l’apparition de nouveaux minéraux; 2) la présence d’enclaves de feldspath ou de trainées millimétriques à centimétriques concordantes au litage; 3) la présence de veines, de dykes et d’amas de gabbro pegmatitique ou de matériel felsique dans les parties médiane et supérieure des filons; 4) la présence de diabase (avec bordure de refroidissement) coupant le gabbro (sans bordure de trempe) et d’épontes sinueuses non parallèles; et 5) la présence de brèche et de granophyre à quartz-feldspath observés très localement. La diorite quartzifère et le granophyre sont formés de roches issues de la différentiation d’un magma basaltique (Sauvé et Bergeron, 1965). D’après Baragar (1967), le passage graduel du gabbro mélanocrate au métagabbro leucocrate ne résulte pas d’une différentiation magmatique normale, mais est plutôt marqué par une variation de composition.

Le mésogabbro aphyrique représente la phase dominante de la Suite intrusive de Gerido dans toutes les parties de la Fosse du Labrador. Son identification est basée sur la reconnaissance des structures qui caractérisent l’unité et qui permettent de la distinguer des filons-couches de gabbro des autres unités, notamment ceux de la Formation d’Hellancourt (pPhe et pPhe5). La roche arbore typiquement une couleur vert clair, vert foncé ou noir en surface altérée et vert foncé à brunâtre en surface fraiche, couleur similaire aux basaltes chloriteux encaissants (pPhe). Le gabbro montre très peu de variations structurales et une préservation quasi complète de celles-ci malgré le métamorphisme affectant de nombreux filons-couches. Il est communément massif, de granulométrie fine à moyenne, rarement constitué de cristaux de plus de 5 mm. Le gabbro est mésocrate, ophitique ou subophitique, structure mise en évidence par la distribution des lattes de plagioclase non jointives ou par les amphiboles enchevêtrées. Le roche est localement grenue et sans structure particulière, d’aspect leucocrate à mésocrate ou mésocrate à mélanocrate, trachytique avec une orientation préférentielle des cristaux de plagioclase ou à structure mouchetée (tachetée) comme celle des roches gabbroïques de la Formation d’Hellancourt (pPhe5). La présence de veinules de serpentine dans certains gabbros à proximité des intrusions ultramafiques suggère fortement la présence d’olivine dans ces roches.

Le gabbro contient  40 à 70 % de grands cristaux incolores à vert clair d’amphibole (actinote-trémolite) formant des prismes isolés atteignant localement 1 cm de longueur, généralement jointifs et localement maclés. L’amphibole est trapue, rarement pœcilitique, sans clivage, à inclusions de lattes de plagioclase et aux extrémités fibreuses et aciculaires. La préservation de certains cœurs de pyroxène suggère un remplacement métamorphique quasi complet du pyroxène par l’actinote et la chlorite. Le gabbro renferme également 30 à 60 % de plagioclase tabulaire ou en latte faiblement à fortement remplacé par l’épidote (variétés zoïsite et clinozoïsite) surtout présente dans les cœurs et au contact du plagioclase. L’altération de ce dernier en muscovite est généralement faible. Dans la partie inférieure des filons-couches, l’actinote est généralement plus grossière (≤3 mm) que le plagioclase (≤1 mm) et pœcilitique (Sauvé et Bergeron, 1965). Plusieurs niveaux de gabbro renferment de l’olivine et jusqu’à 1 % de quartz bleuté interstitiel vers le sommet des filons.

Les cristaux ou les amas d’amphibole sont encaissés dans une matrice à grands cristaux de plagioclase complètement remplacés par l’épidote très fine. L’espace interstitiel est également occupé par des lattes de plagioclase à grain fin et par des cristaux d’amphibole (actinote-trémolite) ou de clinopyroxène amphibolitisé. Le lithofaciès à structure mouchetée (tachetée) présente des amphiboles ceinturées de petits amas de lattes de plagioclase aléatoires coupant la bordure des cristaux. Les minéraux secondaires sont dominés par l’épidote, particulièrement présente autour de l’amphibole et du plagioclase, le quartz, les amas de chlorite et possiblement de séricite, ainsi qu’une proportion allant jusqu’à 10 % de titanite trapue de taille moyenne, parfois maclée et à distribution homogène. La titanite a la particularité de former de petits amas de cristaux à structure radiale en remplacement quasi complet d’autres phases, probablement titanifères. Les minéraux accessoires sont l’apatite, la magnétite titanifère et le leucoxène. Les roches peuvent contenir de la pyrite et de la pyrrhotite associées au quartz et à la chlorite (Sauvé et Bergeron, 1965). La magnétite et la pyrrhotite hypidiomorphe sont disséminées et en inclusions dans les silicates. Les amas, les lentilles ou les veines tardives de chlorite accompagnées de quartz ou d’albite et de carbonates sont communs, mais peu abondants (Bilodeau et Caron-Côté (2018).

Le ferrogabbro et la diorite quartzique ferrugineuse, appelés « roches de transition » par Sauvé et Bergeron (1965), sont métamorphisées et fortement altérées par la météorisation. Ces roches sont généralement localisées dans la partie sommitale des filons-couches mafiques différenciés et sont étroitement associées à d’autres phases gabbroïques telles que la diorite quartzifère, le granophyre et le gabbro pegmatitique (pPgrd4). Elles sont habituellement noires ou gris foncé, à grain fin, et contiennent d’abondantes mouchetures constituées de quartz bleu ou noir, ainsi que de fins cristaux de stilpnomélane noir brillant (Sauvé et Bergeron, 1965; Hardy, 1976). Les minéraux ferromagnésiens constituent ~50 % de la roche. La teneur en feldspath (albite) et clinozoïsite est très variable. L’albite renferme beaucoup de clinozoïsite. Elle est communément automorphe lorsqu’elle est en contact avec un minéral ferromagnésien ou en enclave dans ce dernier, et subautomorphe à xénomorphe lorsqu’en contact avec le quartz. En microscopie, l’actinote remplace partiellement un clinopyroxène vert pâle qui est d’origine primaire. Sauvé et Bergeron (1965) mentionnent que certaines roches renferment beaucoup de chlorite et de biotite. Le stilpnomélane, bien que caractéristique, n’est pas abondant. L’apatite est couramment observée, mais elle ne forme qu’une petite partie de la roche. Elle est cependant beaucoup plus abondante que dans le métagabbro habituel. Les minéraux accessoires sont la magnétite titanifère, la titanite et l’épidote.

Des intrusions mafiques à ultramafiques différenciées et litées partageant des similitudes avec les intrusions mafiques différenciées sont localisées dans au moins deux secteurs, soit celui du lac aux Feuilles (feuillets 24K05 et 24K12) et celui du lac Bleu au NE de Schefferville (feuillet 23O01) (Bédard et al., 2017; Laurent, 1995). Ces intrusions mafiques à ultramafiques n’ont pas d’épaisseur connue. Leur particularité est la présence d’un lithofaciès médian constitué de roche ultramafique. Dans la région du lac aux Feuilles, on note une alternance de lherzolite, d’harzburgite et de webstérite à olivine pœcilitique (Bédard et al., 2017). La zone de contact basale et la partie sommitale de ces intrusions sont constituées de gabbronorite montrant des structures similaires à celles observées dans les intrusions mafiques. L’apparition de quartz bleuté est commune dans la partie sommitale de ce type d’intrusion.

Dans le secteur du lac Bleu, la composition moyenne de la roche est celle d’un gabbro mélanocrate picritique différencié (Laurent, 1995). Les roches ultramafiques à la base des filons-couches sont composées de wherlite à plagioclase et de webstérite à plagioclase et à cumulats d’olivine et de clinopyroxène. Le sommet des intrusions est composé de gabbronorite et de gabbro à hornblende. Les parties inférieure et médiane sont de compositions chimiques identiques. Ces magmas semblent comagmatiques avec les roches volcaniques mafiques de la Formation de Willbob puisque les filons-couches et les basaltes sont dérivés d’un magma tholéiitique à tendance komatiitique.

Dans la région de Kangirsuk, les roches de l’unité pPgrd2 montrent communément une composition de gabbronorite avec un litage compositionnel d’origine magmatique. L’unité ne renferme pas de niveaux différenciés ultramafiques comme ceux reconnus dans les parties sud et centre-nord de la Fosse du Labrador (Bédard et al., 2017; Laurent, 1995). Ces roches ont toutes la particularité d’être fortement ouralitisées, comme en témoignent les cristaux de pyroxène clairs remplacés par de l’amphibole, bien visibles en patine d’altération. On aurait pu regrouper ces roches dans l’unité de gabbro amphibolitisé (pPgrd6), mais la reconnaissance de leurs structures primaires justifie leur affiliation à l’unité pPgrd2.

Dans la région au nord du lac aux Feuilles (feuillets 24M01, 24M08, 24N04 et 24N05), le mésogabbro aphyrique est par endroits schisteux (Gold, 1962, Bérard, 1965). Il peut localement contenir des amas de carbonates et de quartz blanc (Bérard, 1965).

Suite intrusive de Gerido 3 (pPgrd3) : Gabbro gloméroporphyrique et gabbro porphyrique

L’unité pPgrd3 est fréquemment appelée gabbro tacheté, « roche léopard » ou gabbro anorthositique en raison de son apparence tachetée. Ce gabbro est majoritairement observé dans la même position stratigraphique, ce qui appuie l’hypothèse d’un seul filon de ce type (Sauvé et Bergeron, 1965). Le gabbro est caractérisé par une structure gloméroporphyrique qui résulte de la présence de 25 à 50 % de plages ou taches blanc crème à verdâtre de plagioclase altéré dans une matrice gabbroïque (Sauvé et Bergeron, 1965; Baragar, 1967; Frarey, 1967; Clark, 1980). Les plages sont de forme irrégulière, arrondie ou subarrondie, d’un diamètre variant de 1 à 15 cm, localement plus, et présentent un contact net avec la matrice. Par endroits, les plages sont en contact les unes avec les autres. Elles sont localement allongées et orientées parallèlement à la direction du filon-couche (Sauvé et Bergeron, 1965; Dimroth, 1978; Clark, 1980). Par endroits, elles forment des lits d’une épaisseur variant de 1 cm à 1 m (Clark, 1978, 1980). Les plages correspondent à des phénocristaux (±1 cm) ou des agrégats de cristaux de plagioclase calcique (labradorite) enchevêtrés, automorphes à xénomorphes, fortement altérés en albite, séricite, prehnite et épidote (clinozoïsite). Les cristaux automorphes sont trapus et observés principalement à la périphérie des agrégats ou isolés dans la matrice, tandis que les grains subautomorphes à xénomorphes sont observés à l’intérieur des agrégats et présentent des contours droits (Sauvé et Bergeron, 1965). La matrice est vert foncé, de granulométrie moyenne à grossière (5 à 30 mm) et composée essentiellement de pyroxène (diopside ou augite), d’amphibole (hornblende-actinote), de chlorite, et de proportions mineures d’albite et de clinozoïsite. Les minéraux accessoires sont l’apatite, le quartz, la biotite, le leucoxène, la titanite, la magnétite titanifère, l’ilménite et les sulfures (Sauvé et Bergeron, 1965; Baragar, 1967; Frarey, 1967).

En lame mince, le plagioclase est observé sous la forme de baguettes, d’agrégats et de phénocristaux couramment zonés, leurs bordures étant peu ou non altérées, en inclusion dans le pyroxène ou l’amphibole (Baragar, 1967; Frarey, 1967; Dimroth, 1978). Gebert (1991) note que le centre des phénocristaux de plagioclase est presque totalement remplacé par la clinozoïsite et l’albite, tandis que la bordure montre plusieurs zones de croissance nettement délimitées indiquant plusieurs stades de refroidissement. Le pyroxène est généralement fortement remplacé par des amphiboles vertes et brunes qui forment de grands cristaux ou des amas de minuscules cristaux aciculaires orientés aléatoirement (Baragar, 1967; Frarey, 1967). La biotite brune est observée en bordure des grains de sulfures (Baragar, 1967). Les sulfures sont disséminés et, plus rarement, massifs. Ils consistent surtout en chalcopyrite et pyrrhotite, lesquelles sont couramment associées au quartz et à la chlorite (Sauvé et Bergeron, 1965; Frarey, 1967). Dans la partie nord de l’orogène, les gabbros gloméroporphyriques contiennent des minéralisations importantes en Cu-Ni ± EGP, tandis que dans la partie sud, ils sont rarement minéralisés (Clark et Wares, 2004).

Suite intrusive de Gerido 4 (pPgrd4) : Leucogabbro quartzifère, diorite quartzifère et granophyre, localement pegmatitiques

L’unité pPgrd4 est composée de gabbro leucocrate et subophitique quartzifère, de diorite quartzifère et de granophyre, lesquels sont situés dans la partie supérieure des filons-couches différenciés de composition mafique (pPgrd2). Ces roches sont de composition mafique à felsique (pour le granophyre) et à structure très variable. Par endroits, cette unité est spatialement associée à une phase de ferrogabbro. Un changement graduel de composition et d’apparence entre le gabbro quartzifère et la diorite quartzifère est rapporté par Sauvé et Bergeron (1965). Les roches de composition gabbroïque sont généralement très leucocrates et pauvres en pyroxènes. Une structure trachytique locale s’exprime par l’alignement des pyroxènes, ces derniers étant individualisés dans une matrice de plagioclase. Les roches gabbroïques renferment également très peu de quartz d’aspect fracturé et disséminé à distribution homogène. On note également la présence de chlorite en gerbes, de biotite et de stilpnomélane. Ces caractéristiques minéralogiques sont similaires à celle du ferrogabbro (pPgrd2).

Les roches de composition dioritique peuvent renfermer >80 % de quartz et de feldspath. Le quartz constitue habituellement 10 à 35 % de la roche, localement >40 %. Le feldspath est communément le minéral dominant et compte pour ~50 % de la plupart des roches. Les minéraux accessoires sont la chlorite, l’actinote, l’apatite, la biotite et, rarement, la muscovite. La stilpnomélane est typique dans les parties assez ferromagnésiennes, mais peut être rare ou même inexistante dans la diorite quartzifère (Sauvé et Bergeron, 1965).

Le gabbro quartzifère montre une granulométrie et une structure très variable à petite échelle. Il est généralement leucocrate, mais peut apparaître localement mélanocrate (Clark, 1980). Il est généralement à grain moyen à grossier et montre localement des lentilles ou des zones irrégulières de granulométrie grossière à pegmatitique. Le quartz est présent en proportions mineures, en traces ou quelques pourcents. Il est incolore à gris ou gris bleuâtre (Clark, 1979, 1980).

La diorite quartzifère se présente sous la forme de lentilles de taille variable, de petits dykes ou de petites veines mesurant jusqu’à 30 cm d’épaisseur, et de bandes dans le gabbro à quartz ou en contact avec ce dernier (Clark, 1980; Sauvé et Bergeron, 1965). Les contacts entre le gabbro et la diorite quartzifère sont habituellement peu visibles et ne semblent pas montrer d’indices de refroidissement (Sauvé et Bergeron, 1965). Un contact concordant est observé localement avec le gabbro quartzifère (Clark, 1980). La diorite quartzifère est caractérisée par une structure micrographique. Elle est fortement altérée en séricite et carbonate.

Le granophyre se présente sous forme de petits dykes ou de petites veines pouvant atteindre jusqu’à 30 cm d’épaisseur dans le gabbro quartzifère (Sauvé et Bergeron, 1965). La roche est gris pâle à blanche et essentiellement composée de quartz et de feldspath. L’enchevêtrement de ces deux minéraux donne à la roche une structure en mosaïque. Quelques amas de 1 mm de longueur, constitués de grains automorphes de quartz et de feldspath, sont entourés d’une couronne de grains enchevêtrés des mêmes minéraux.

Suite intrusive de Gerido 5 (pPgrd5) : Monzogabbro

Le monzogabbro a été observé et décrit par Dimroth (1969, 1978) au SW du lac de l’Hématite (feuillet 24C10), où il forme des filons-couches relativement courts longeant le contact entre la Formation de Wishart et le Groupe de Pistolet sous-jacent. La roche est verte et présente une bordure de refroidissement finement grenue. Elle se compose de chlorite, d’actinote, d’albite, de feldspath et de séricite obscurcie par la titanite finement distribuée (Dimroth, 1978). Vers le centre, le monzogabbro passe à une phase ophitique moyennement grenue caractérisée par la présence de cristaux de plagioclase brun rouge, de plusieurs millimètres de longueur, renfermant de l’hématite en arrangement zonaire. Les cristaux de plagioclase sont englobés dans une matrice noir verdâtre composée de diopside, de chlorite, d’actinote, d’ilménite et de titanite. Le centre des filons-couches est marqué par des plages pegmatitiques. Le monzogabbro est caractérisé par de fortes concentrations en sodium et en potassium.

Suite intrusive de Gerido 6 (pPgrd6) : Gabbro amphibolitisé

L’unité pPgrd6 consiste en un gabbro amphibolitisé accompagné d‘amphibolite ou de diorite, à grain moyen à grossier, schisteux ou massif (Gold, 1962; Hardy, 1976; Dimroth, 1978). Les roches sont vertes, noires ou noir verdâtre en surface fraiche et brunes ou noires en surface altérée. Par endroits, elles montrent une foliation très bien développée qui est marquée par l’orientation préférentielle des minéraux leucocrates et mélanocrates (Hardy, 1976). Le gabbro amphibolitisé peut contenir des veines et amas irréguliers de matériel pegmatitique et aplitique, mais il est généralement homogène (Dimroth, 1978). Le gabbro amphibolitisé est composé essentiellement de hornblende (67 à 75 %), de plagioclase (1 à 4 %), de chlorite (0 à 5 %) et de quartz (12 à 20 %). Les minéraux accessoires sont l’épidote, les carbonates, la biotite, le zircon, l’apatite, la titanite et les minéraux opaques (Hardy, 1976).

En lame mince, le gabbro amphibolitisé est légèrement à bien recristallisé et montre localement une structure ophitique résiduelle (Dimroth, 1978). Il est constitué de hornblende incolore ou verte à bleu verdâtre en forme de grands cristaux xénomorphes en remplacement du pyroxène (diopside ou augite), en fines aiguilles fibreuses et en agrégats radiés dans une matrice de cristaux d’albite, de quartz, de chlorite, d’épidote et, localement, de hornblende. Par endroits, la hornblende est nématoblastique et légèrement pœciloblastique. Elle renferme des plages de chlorite et de biotite, des inclusions de plagioclase et des vestiges de diopside. Le plagioclase (albite ou oligoclase) se présente sous forme de petites baguettes entre les cristaux de hornblende et contient quelques inclusions d’épidote. Il est en partie remplacé par la hornblende et la chlorite, laquelle est observée en remplissage de cavités. La chlorite est idiomorphe et contient des inclusions de zircon et de quartz. Le quartz est présent sous forme de petits grains arrondis en inclusions dans la hornblende ou se trouve autour de celle-ci. Les carbonates (3 à 6 %) se présentent en veines ou en grains xénomorphes dans la chlorite et la hornblende. La biotite (0 à 4 %) est présente surtout dans les grains de quartz et comporte de la chlorite le long de ses plans de clivage. Les minéraux opaques sont l’ilménite et la pyrite (Hardy, 1976).

Au nord du lac Romanet, Dimroth (1978) souligne la présence d’un certain nombre de faciès particuliers dans le gabbro amphibolitisé : des amphibolites à grenat-biotite-calcite, à calcite-épidote ou gloméroporphyriques.

Suite intrusive de Gerido 7 (pPgrd7) : Roche felsique porphyrique et rhyolite

Une unité de rhyolite et de roche rhyolitique porphyrique est observée à l’est du lac Martin (feuillet 23J16) (Frarey, 1961; Wardle, 1982). Ces roches sont roses, finement grenues et ne présentent aucune structure d’écoulement. La rhyolite est considérée comme étant intrusive par Frarey (1961).

Suite intrusive de Gerido 8 (pPgrd8) : Hornblendite

Il existe peu d’information sur cette unité. Elle a été observée à quelques endroits dans le secteur du lac Hérodier (feuillet 24F07). D’après Clark (1978), l’unité de hornblendite pourrait représenter les parties basales de filons-couches différenciés (pPgrd2).

Suite intrusive de Gerido 9 (pPgrd9) : Métagabbro; interstratifications locales de roche sédimentaire et volcanique

L’unité pPgrd9 est principalement constituée de métagabbro (Baragar, 1967; Frarey, 1967). Le métagabbro est interprété comme l’équivalent métamorphique du gabbro aphyrique (pPgrd2) (Baragar, 1967). La roche est généralement gris verdâtre en surface altérée, de granulométrie moyenne, homogène et massive, rarement foliée. Des bordures de refroidissement sont couramment observées le long des marges exposées des filons-couches. La présence de joints columnaires bien développés est commune (Frarey, 1967). Le métagabbro est typiquement constitué de cristaux imbriqués d’actinote et de hornblende (0,5 à 3  cm de diamètre) vert clair à vert foncé flottant dans une matrice blanc crème composée de plagioclase (albite), d’épidote-zoïsite et de chlorite (Baragar, 1967). Par endroits, des phénocristaux ou amas de plagioclase ainsi que des masses discrètes et arrondies d’actinote vert clair à vert foncé donnent à la roche un aspect semi-porphyrique (Baragar, 1967; Frarey, 1967). En affleurement, le métagabbro se distingue du gabbro aphyrique (pPgrd2) par un plus grand contraste entre les minéraux clairs et foncés (plagioclase, pyroxène et amphiboles) (Baragar, 1967), par une proportion plus importante de feldspath, par la présence de quartz et par le développement d’une structure gneissique faible à forte produite lors de la déformation des roches encaissantes (Frarey, 1967).

En lame mince, la microstructure du métagabbro varie d’ophitique à subophitique. Les principaux minéraux observés sont l’amphibole (actinote vert pâle à brunâtre ou hornblende bleu vert) et le plagioclase (albite) accompagnés d’une proportion moindre de chlorite, de clinozoïsite, de titanite, d’épidote, de biotite, de quartz, d’apatite et d’ilménite-magnétite (Baragar, 1967; Frarey, 1967). L’actinote est observée en remplacement du clinopyroxène (augite), sous forme de grands cristaux (≤4 mm de diamètre) qui contiennent de petites inclusions de plagioclase. Elle est également observée en cristaux allongés ou fibreux entourant partiellement des cristaux automorphes de plagioclase. Les cristaux de plagioclase-épidote forment des baguettes orientées aléatoirement, tandis que la chlorite forme des plages irrégulières dispersées dans la matrice. La proportion d’amphibole est estimée à 65 %, mais elle peut être remplacée en grande partie par la chlorite. La titanite peut localement atteindre une proportion de 10 %. Elle se présente sous la forme de petits grains, d’agrégats ou de cristaux squelettiques atteignant rarement 7 mm de diamètre. L’apatite et le quartz sont communs. Des proportions moindres de pyrite et de pyrrhotite disséminées sont présentes localement. Aucune évidence d’olivine primaire n’est observée.

Dans le secteur au NE du lac d’Argent (feuillet 23O14), un filon-couche de métagabbro contient plusieurs couches de composition felsique ≥15 cm d’épaisseur dans sa partie supérieure, lui conférant un aspect lité (Baragar, 1967). Ces couches felsiques sont caractérisées par la présence d’amphibole bleu-vert (hornblende) allongée, d’amas irréguliers et grossiers de grenat et de quartz (≤40 %). Un métagabbro lité similaire est également rapporté à proximité de la rive orientale du lac Walsh (feuillet 23O01).

Deux phases de métagabbro, une leucocrate (pPgrd9a) et l’autre mélanocrate (pPgrd9b), sont distingués dans la région au NE des lacs Ahr et Harvut (feuillets 23O09 et 23O10). Ces deux types de métagabbro coexistent habituellement à l’intérieur d’un même filon-couche, mais ils peuvent aussi être trouvés séparément (Baragar, 1967; Frarey, 1967). Le métagabbro mélanocrate occupe la partie inférieure et le métagabbro leucocrate la partie supérieure de deux filons-couches au NE du lac Harvut et au SE du lac Keato (feuillets 23O09 et 23O10) (Baragar, 1967). Le contact entre le métagabbro mélanocrate et le métagabbro leucocrate est graduel et est marqué par une augmentation de la proportion de plagioclase ainsi que par une diminution à la fois de la couleur et de la proportion des minéraux ferromagnésiens (Baragar, 1967).

Le métagabbro contient localement quelques interstratifications de roche sédimentaire et volcanique non cartographiables (Baragar, 1967; Frarey, 1967).

Suite intrusive de Gerido 9a (pPgrd9a) : Métagabbro leucocrate

Le métagabbro leucocrate forme également deux filons-couches distincts au NE du lac Harvut ainsi qu’au NE du lac Thompson (feuillet 23O08) (Baragar, 1967; Frarey, 1967). La roche est blanc crème à blanc et tacheté de petits amas verdâtres d’amphibole. Par endroits, elle est gris bleuâtre et contient des cristaux dispersés d’amphibole légèrement plus foncée. En lame mince, le métagabbro leucocrate se compose d’un enchevêtrement de cristaux de plagioclase (albite) saussuritisé blanc, d’actinote vert pâle à incolore, d’épidote, de chlorite et de titanite. La forme primaire des cristaux de plagioclase est en partie préservée localement, mais la structure des minéraux ferromagnésiens primaires a été oblitérée.

Suite intrusive de Gerido 9b (pPgrd9b) : Métagabbro mélanocrate

Le métagabbro mélanocrate forme également un filon-couche distinct au NE du lac Harvut (Baragar, 1967). Sa composition est semblable à celle du métagrabbro.

Suite intrusive de Gerido 10 (pPgrd10) : Diorite, gabbro leucocrate et gabbro hétérogène à structure pegmatitique ou bréchique

L’unité pPgrd10 comprend de la diorite, du gabbro leucocrate et du gabbro hétérogène de granulométrie fine à grossière présentant une distribution irrégulière des phases. Ces roches sont appelées « gabbro nébuleux » par Girard (1995). Elles montrent fréquemment des structures pegmatitiques et bréchiques. Localement, Girard (1995) a observé une structure harrisitique marquée par la croissance dendritique de cristaux de pyroxène décimétriques dans une matrice de plagioclase. La composition du gabbro varie de mélanocrate à leucocrate.

Suite intrusive de Gerido 11 (pPgrd11) : Roche ultramafique à trémolite

La roche ultramafique à trémolite a été observée et décrite par Girard (1995) au SW du lac Deborah (feuillet 23P05). La roche est homogène, de granulométrie moyenne et massive. Elle forme un niveau d’une épaisseur observée d’une dizaine de mètres entre le métagabbro (unité nAgrd9) et les roches ultramafiques de l’unité nAgrd1. La roche ultramafique à trémolite est comparable ces dernières (Girard, 1995), mais se distingue par une proportion plus importante de trémolite. Elle se compose à >60 % de cristaux enchevêtrés de trémolite aciculaire de 1 à 3 mm et de ~20 % de reliques de clinopyroxène, rarement d’orthopyroxène, de 3 à 4 mm associés aux amas d’amphiboles. Girard (1995) mentionne également la présence de reliques d’olivine. Localement, jusqu’à 30 % de la roche est composée de carbonates sous forme de taches millimétriques. D’autres minéraux tels que la ripidolite, la chlorite magnésienne, le talc et les minéraux opaques sont présents sous forme d’agrégats, de taches ou de veines. Des veines d’amphibole drusiques sont aussi rapportées par Girard (1995).

Suite intrusive de Gerido 12 (pPgrd12) : Gabbro carbonaté

Le gabbro carbonaté a été décrit par Sauvé et Bergeron (1965) à l’extrémité nord du lac Saint-Pierre et localement dans le secteur du lac Hianveu (feuillet 24K04). Il se rencontre surtout à proximité des plans axiaux d’anticlinaux serrés et, localement, dans de minces filons-couches au sein de la formation de fer du membre de Baby moyen (pPbb(m)) ou à proximité de celle-ci. La roche est gris pâle en surface altérée et passe graduellement au gabbro mésocrate aphyrique (pPgrd2), lequel contient une faible proportion de carbonate. Le gabbro carbonaté se compose de proportions variables de quartz, d’albite, de carbonate (dolomite, giobertite-sidérose), de chlorite, de leucoxène, d’épidote et de muscovite. La proportion de carbonate peut atteindre près de 50 % dans certaines roches. La structure originelle du gabbro carbonaté est presque entièrement détruite. Le seul vestige de la structure diabasique est représenté par des cristaux allongés d’albite montrant une macle parallèle à l’allongement. Une faible proportion d’actinote est présente lorsque le carbonate forme 5 à 10 % de la roche. Lorsque le pourcentage de carbonate augmente, la proportion d’actinote et d’épidote diminue jusqu’à disparaître, alors que la chlorite est de plus en plus abondante. Le gabbro carbonaté est caractérisé par de fortes teneurs en potassium.

Épaisseur et distribution

L’estimation de l’épaisseur des filons-couches du Gerido est variable d’une région à l’autre de la Fosse du Labrador et selon l’auteur. L’épaisseur totale des filons-couches est estimée à environ 6000 m (Baragar, 1967). Le gabbro mésocrate homogène ou différencié (pPgrd2) représente la phase la plus abondante et il s’étend sur toute la longueur de la Fosse du Labrador. Son épaisseur minimale est de 30 m. Ces intrusions sont spatialement associées aux unités volcaniques et mafiques de la partie médiane de l’empilement, soit les formations de Willbob, de Murdoch et d’Hellancourt. La région du lac Gerido abrite plusieurs filons-couches mafiques. Leur puissance est très variable, allant de quelques mètres à près de 1000 m, et rares sont ceux qui dépassent 500 m d’épaisseur (Clark et Wares, 2004). Dans la partie centre-sud de la Fosse du Labrador, les gabbros forment des sills de 10 à 600 m d’épaisseur, les plus répandues ayant entre 30 et 90 m d’épaisseur (Dimroth, 1978).

Les filons-couches ultramafiques (pPgrd1) en intrusion à la base des gabbros mésocrates (pPgrd2) et des métagabbros (pPgrd9) affleurent abondamment au NE de Schefferville (feuillets 23O01, 23O08, 23O09, 23O10 et 23O15) et dans trois secteurs de la partie nord de la Fosse du Labrador, soit les régions du lac aux Feuilles, d’Aupaluk et de Kangirsuk (feuillets 24K13, 24N04 et 25D01). Au NE de Schefferville, les filons-couches ultramafiques ont une épaisseur moyenne de 450 à 600 m (Baragar, 1967). Dans la région de Kangirsuk, les filons-couches ultramafiques des lacs Qarqasiaq et Chaunet ont une épaisseur assez importante, mais qui varie de 20 à 250 m dans certains secteurs. Les lithofaciès de la partie sommitale des intrusions différenciées (pPgrd2) telles que le ferrogabbro, le gabbro gloméroporphyrique (pPgrd3), le gabbro à quartz, la diorite et le granophyre (pPgrd4) sont des lithologies à contacts graduels décrites, mais rarement cartographiées, et n’ont généralement pas d’extensions latérales importantes. Les filons-couches gloméroporphyriques (pPgrd3) ont été évalués à ~150 m d’épaisseur en moyenne (Clark et Wares, 2004), avec des bandes allant jusqu’à 600 m de puissance dans la partie centre-sud de la Fosse du Labrador (Dimroth, 1978). Les filons-couches de métagabbro (pPgrd9) sont essentiellement localisés dans la partie centre-sud de la Fosse du Labrador. L’épaisseur du filon-couche de métagabbro le plus épais est estimée à 500 m (Baragar, 1967). Les unités pPgrd5, pPgrd6, pPgrd7, pPgrd8, pPgrd10, pPgrd11 et pPgrd12 sont de distribution restreinte et leur épaisseur n’est pas connue.

Datation

Plusieurs datations sont disponibles pour la Suite intrusive de Gerido. Des âges de 1930 ±49 Ma et 1900 Ma ont été obtenus par Rohon et al. (1993) pour les filons-couches de gabbro de la région du lac Retty (feuillets 23O01 et 23O08). Un filon-couche de gabbro gloméroporphyrique, coupant les basaltes au sommet de la Formation d’Hellancourt au sud de la baie aux Feuilles (feuillet 24K13), a donné un âge de 1874 ±3 Ma (Machado et al., 1997). Un autre filon-couche de gabbro gloméroporphyrique, celui-ci coupant les roches de la Formation de Menihek au lac Howse (23O01 et 23O02), a donné un âge de 1884 ±2 Ma (Findlay et al., 1995). Enfin, un filon-couche mafique-ultramafique minéralisé situé dans le Synclinal de Roberts à l’extrémité nord de l’orogène a donné un âge de 1882 ±4 Ma (Wodicka et al., 2002).

Relation(s) stratigraphique(s)

Les filons-couches de la Suite intrusive de Gerido présentent plusieurs similitudes avec ceux de la Suite de Wakuach, mais sont en intrusion dans les roches du deuxième cycle volcano-sédimentaire de la Fosse du Labrador (groupes de Koksoak, de Le Moyne et de Doublet) exclusivement. Des gabbros d’affinité similaire ont possiblement été observés affleurant au sein des unités archéennes, à plus d’une centaine de mètres à l’extérieur de la discordance entre la Fosse du Labrador et la Province du Supérieur dans la région de Kangirsuk. Leur appartenance n’a pas été confirmée.

La Suite intrusive de Gerido n’inclut pas les roches gabbroïques dont les caractéristiques pétrographiques et géochimiques intègrent davantage celles des roches volcaniques qui les encaissent. Cependant, les filons-couches de gabbro différenciés coupant les roches volcaniques et arborant leur structure ophitique ou subophitique caractéristique sont systématiquement intégrés à la Suite intrusive de Gerido. Les contacts avec les roches sédimentaires montrent clairement un recoupement, ce qui ne fait aucun doute sur leur origine intrusive postérieure au dépôt (Sauvé et Bergeron, 1965). Les contacts semblent davantage concordants à plus grande échelle plutôt qu’à l’échelle de l’affleurement. Les ramifications d’injections et les filons-couches isolants de grandes lentilles massives kilométriques de roches volcaniques et de roches sédimentaires schisteuses sont communs.

Dans la plupart des cas, les contacts intraformationnels des filons-couches différenciés sont graduels, que ce soit pour les intrusions de roche ultramafique observées localement dans l’unité pPgrd2, de ferrogabbro, et de diorite et granophyre (pPgrd4). Seules les intrusions de péridotite et webstérite (pPgrd1) et le gabbro gloméroporphyrique (pPgrd3) semblent couper la majorité des filons-couches de gabbro (pPgrd2), des roches volcaniques et des roches sédimentaires. Les intrusions ultramafiques semblent couper les intrusions mafiques, mais l’hypothèse qu’elles se soient injectées entre deux intrusions n’est pas exclue (Bédard et al., 2017). Des enclaves de gabbro ont toutefois été observées dans les filons-couches ultramafiques, révélant une chronologie relative entre les deux. Le gabbro gloméroporphyrique (pPgrd3) semble être la plus jeune de toutes les unités de la Suite intrusive de Gerido puisqu’il semble couper les roches volcaniques de la Formation d’Hellancourt. Ce gabbro représente possiblement l’équivalent du métagabbro de la Suite de Klein (pPkle3), appartenant à Supersuite de Laporte (Simard et al., 2013).

Paléontologie

Ne s’applique pas.

Référence

Publications accessibles dans SIGÉOM Examine

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