Le long de la portion sud de la rivière Romaine (partie est du feuillet SNRC 12L05, partie ouest du feuillet 12L06, feuillet 12L11 et coin SE du feuillet 12L12), Retty (1942, 1944) définit la « Série Morin » pour décrire de l’anorthosite, localement riche en ilménite, et quelques petites étendues de leucogabbro ([gabbro anorthositique dans le texte original]; voir tableau ci-dessous). Une vingtaine d’années plus tard, Dépatie (1966, 1967) cartographie de l’anorthosite verte et de l’anorthosite rose dans le feuillet 12L06. Franconi et Sharma (1973) et Sharma et Franconi (1975), puis Avramtchev (1984) associent ces roches à une unité régionale d’anorthosite et de leucogabbro [anorthosite et anorthosite gabbroïque dans le texte original]. Ces auteurs distinguent également la présence de minéralisation dans le secteur des lacs Allard et Puyjalon (coins SW et SE des feuillets 12L11 et 12L12, respectivement) qui correspond à l’anorthosite riche en ilménite de Retty (1942, 1944). Hocq (1982) introduit de façon informelle le « massif anorthositique du lac Allard » pour décrire l’anorthosite de la région du lac éponyme ainsi que des unités moindres de leuconorite, de norite, de norite à ilménite, d’ilménitite noritique, d’ilménitite, de jotunite et d’enderbite ainsi que de mangérite et de charnockite (voir tableau ci-dessous). Dans leur étude régionale du feuillet 12L, Indares et Martignole (1987, 1993) réfèrent à l’anorthosite comme l’« Anorthosite de Havre-Saint-Pierre » en référence à la Suite anorthositique de Havre-Saint-Pierre. Ils distinguent également une petite unité de monzonite.

Dans les travaux de compilation du Ministère du feuillet 12L12, les différentes lithologies reconnues par Hocq (1982) ne sont pas assignées à une unité particulière (Nadeau et Perreault, 1998; voir tableau ci-dessous). Par contre, elles sont assignées à différentes unités de la Suite anorthositique de Havre-Saint-Pierre (mPhsp) dans les feuillets adjacents (Bilodeau et al., 1999, 2002; Nadeau et Verpaelst, 2000; Perreault et Bilodeau, 2001; voir tableau ci-dessous). Bilodeau et al. (1999, 2002) distinguent cependant le « massif du lac Allard » sur leur carte. Dans leur synthèse de la Moyenne-Côte-Nord, Gobeil et al. (2002, 2003) identifient sept massifs à l’intérieur de la Suite anorthositique de Havre-Saint-Pierre, dont celui du lac Allard. La datation d’échantillons d’anorthosite provenant de ce massif a fourni un âge d’environ 1061 Ma, nettement plus jeune que celui de l’anorthosite de la Suite anorthositique de Havre-Saint-Pierre, datée à environ 1129 Ma (van Breeman et Higgins, 1993; Morisset et al., 2009). Pour cette raison, le massif du lac Allard a été retiré de la Suite anorthositique de Havre-Saint-Pierre et a été formellement nommé Anorthosite de Lac Allard dans le cadre de la rédaction de cette fiche stratigraphique. Le nom fait référence au lac Allard, situé à la jonction des feuillets 12L05, 12L11 et 12L12.

L’Anorthosite de Lac Allard est constituée principalement d’anorthosite et de leuconorite avec des proportions moindres de norite, de gabbro, de gabbro à olivine et de troctolite (mPalr1). Dans la partie orientale de l’intrusion, dans la région des lacs Allard et Puyjalon, des bandes ou des lentilles d’ilménitite et d’ilménitite noritique (mPalr2) se trouvent à proximité de l’enveloppe de jotunite (mPalr3). Ce secteur est l’hôte de plusieurs zones minéralisées en Fe-Ti.

L’examen microscopique de >80 lames minces de divers types de roches de l’Anorthosite de Lac Allard a permis d’observer leur degré de recristallisation respectif (Hocq, 1982). La plupart des roches foncées minéralisées (norite à ilménite, norite à magnétite, ilménitite noritique, etc.) sont un peu moins recristallisées que les roches les plus pâles qui constituent l’essentiel (>98 %) de l’intrusion. Le plagioclase (andésine antiperthitique/labrador), les pyroxènes (hypersthène, augite) et les minéraux opaques (hémo-ilménite/magnétite) sont les principaux minéraux dont les caractéristiques morphologiques permettent de décrire l’état d’avancement de la recristallisation. À cause de son abondance, et de son ubiquité, le plagioclase est le minéral privilégié dans l’étude des textures secondaires dues à la recristallisation.

Tous les cristaux de plagioclase présentent des déformations ou ont été recristallisés, alors que les porphyroclastes de plagioclase sont peu ou pas turbides (clouded). Il ne reste pratiquement aucun cristal idiomorphe intact contemporain de la phase magmatique (Hocq, 1982). Là où la recristallisation de la roche n’est pas trop avancée, l’orientation planaire initiale des cristaux originels de plagioclase (S₀) a été préservée par endroits puisqu’une bonne partie des porphyroclastes de plagioclase sont allongés ou étirés parallèlement les uns aux autres. La recristallisation se manifeste principalement et premièrement par la fracturation (formation de sous-grains) et le réagencement optique des cristaux originels en de plus petits cristaux (1 à 8 mm de longueur, localement plus), subrectangulaires et à bordures soit ondulantes, soit légèrement dentelées. Il est commun d’observer des fragments de cristaux originels qui possèdent encore la même orientation optique, mais qui sont séparés par des cristaux de forme et de taille similaires, mais d’orientation différente, morphologiquement et optiquement.

Certains cristaux de plagioclase sont conservés presque intacts, mais fléchis ou fracturés, avec développement de macles d’origine mécanique et de minces joints de microcristaux polygonaux. Plusieurs fragments de porphyroclastes présentent des macles de déformation en coin et des zones de fracture étroites où se forment de très petits cristaux prismatiques, sans déplacement relatif. La polygonisation reste peu développée et les points triples avec nouveaux cristaux triangulaires ne sont pas systématiques. Les minéraux opaques, principalement l’hémo-ilménite, se trouvent en petits cristaux interstitiels. Les petits pyroxènes sont peu recristallisés, tandis que les plus grands sont légèrement déformés, fracturés ou simplement cassés en deux ou trois morceaux. Des kinks apparaissent ici et là, principalement dans les phénocristaux d’hypersthène (Hocq, 1982).

À un stade avancé de la recristallisation, les formes du plagioclase originel ont presque disparu, ne laissant qu’un agrégat de cristaux trapus tendant vers une forme polygonale, sans l’atteindre parfaitement (Hocq, 1982). Les contours des cristaux sont légèrement incurvés et ondulants, mais plus la polygonisation est marquée, plus les contours des cristaux deviennent rectilignes. Le diamètre moyen de ces cristaux varie généralement de 0,5 à 3 mm. Les pyroxènes ne sont guère plus recristallisés que dans le cas précédent, tandis que les minéraux opaques, généralement légèrement étirés parallèlement à S₀, sont plus ou moins finement recristallisés. En affleurement, la roche est partout homogène, à grain moyen et renferme encore des porphyroclastes de plagioclase bleuté. Elle n’a pas encore l’aspect saccharoïdal typique des roches recristallisées.

En présence d’une polygonisation généralisée, la roche présente une granulométrie homogène, fine à moyenne (≤1 mm) (Hocq, 1982). En affleurement, la texture saccharoïdale, typique des gneiss anorthositiques à noritiques, se rencontre aussi dans des roches très fortement recristallisées qui ne sont pas de véritables gneiss. En lame mince, la polygonisation affecte tous les minéraux, y compris les pyroxènes et l’amphibole. Les points triples sont nombreux, et les cristaux deviennent polygonaux et équigranulaires. Les minéraux ferromagnésiens apparaissent en minces rubans discontinus parallèlement à S0 et/ou S1, et le plagioclase est généralement dépourvu des aiguilles de rutile caractéristiques des cristaux peu ou non recristallisés. La réorganisation des cristaux à l’échelle microstructurale s’est produite à l’état solide, sous des conditions de température et de pression élevées, bien après la phase magmatique, lors de l’insertion de l’intrusion anorthositique dans la croûte sialique. Ce processus a probablement été accentué pendant le plissement de la couverture gneissique environnante, contribuant à la formation des gneiss anorthositiques à noritiques du secteur méridional de l’intrusion.

Anorthosite de Lac Allard 1 (mPalr1) : Anorthosite; proportions moindres de leuconorite, de norite, de gabbro, de gabbro à olivine et de troctolite

L’unité mPalr1 est constituée principalement d’anorthosite hololeucocrate (≤10 % de minéraux ferromagnésiens) à andésine (An_38-45) et de quelques occurrences de leuconorite-norite non cartographiables à l’échelle de la carte (Hocq, 1982; Madore et al., 1999). L’anorthosite commune est une roche massive, partiellement à totalement recristallisée, qui était originellement de granulométrie grossière à très grossière (Hocq, 1982). À la limite, elle est transformée en un véritable gneiss. Dans les roches anorthositiques, le rubanement magmatique, préservé à plusieurs endroits, a été transposé à divers degrés et oblitéré par une foliation ou une gneissosité subparallèle au rubanement magmatique ainsi qu’au contact du massif (Hocq, 1982; Madore et al., 1999). La couleur de l’anorthosite varie de bleutée, dans les faciès les moins recristallisés, à grisâtre, blanchâtre, rose et même verdâtre dans les faciès les plus recristallisés et gneissiques.

Les porphyroclastes de plagioclase (>20 %, 65 % localement) sont généralement gris-bleu pâle à gris-bleu et varient entre 1 et 4 cm de diamètre, mais peuvent atteindre 30 cm de diamètre, voire 60 cm par endroits. La composition moyenne du plagioclase correspond à l’andésine calcique (An₄₆) (Hocq, 1982; Gobeil et al., 2003). Par contre, on trouve des phénocristaux de labrador (An_50-65) à plusieurs endroits, ce qui laisse sous-entendre que des radeaux ou des blocs d’anorthosite à labrador non identifiables sur le terrain puissent être présents dans l’Anorthosite de Lac Allard et former des niveaux lenticulaires (Hocq, 1982). Les porphyroclastes baignent dans une matrice blanc cassé à rose très pâle, localement légèrement verdâtre et de granulométrie plus ou moins fine (0,1 à 3 mm en moyenne). L’aspect saccharoïdal caractéristique de la matrice découle de la forme polygonale des cristaux de plagioclase à la suite de la recristallisation. Généralement, la granulométrie de la roche tend à être homogène sur d’assez grandes superficies, tant en ce qui concerne les phénocristaux que les cristaux de la matrice. Le plagioclase est antiperthitique et une infime proportion de feldspath potassique semble avoir migré vers la suture entre les grains de plagioclase, là où la déformation est plus intense. Le quartz peut même être présent localement (<1 %) (Madore et al., 1999).

Les pyroxènes sont rares, sauf dans la norite (Hocq, 1982; Madore et al., 1999). Lorsqu’ils sont présents, ils sont généralement fins (0,5 mm à 3 cm), pœcilitiques et interstitiels, quoiqu’ils se présentent par endroits de façon prismatique (Hocq, 1982). Des phénocristaux de 10 à 30 cm ont été observés très localement. Malgré le degré de recristallisation assez élevé de la roche qui les contient, ils sont à peine recristallisés et ont conservé leurs formes originelles. En dépit de sa faible abondance et de sa petite taille, l’orthopyroxène, par le relief qu’il produit sur la roche, est le minéral qui permet le mieux de percevoir l’orientation du plan de rubanement primaire de la roche. La hornblende verte et la biotite, toutes deux d’origine métamorphique, sont les minéraux ferromagnésiens les plus communs (Madore et al., 1999). L’ilménite apparaît ici et là en cristaux trapus (0,5 à 1 mm) recristallisés à proximité de points triples (Hocq, 1982; Madore et al., 1999). La magnétite se présente communément sous la forme de cristaux isolés assez grossiers (1 mm à 1 cm) ou sous la forme d’agrégats pœcilitiques interstitiels (1 à 6 cm) (Hocq, 1982). L’apatite est rare (Madore et al., 1999).

Plusieurs variétés d’anorthosite ont été définies par Hocq (1982). L’anorthosite étoilée consiste en une roche hololeucocrate à grands cristaux de plagioclase (disposés en patte d’oie), entre lesquels cristallisent, ici et là et à intervalles réguliers, des cristaux pœcilitiques de pyroxène (hypersthène) accompagnés de cristaux de plagioclase plus petits. L’anorthosite gloméropœcilitique ovoïde consiste en petits corps leuconoritiques (5 à 15 cm) à grain moyen qui s’individualisent localement dans de l’anorthosite hololeucocrate. Elle forme, par endroits, des bandes assez longues (quelques dizaines à quelques centaines de mètres); plus communément, elle se présente en petites masses non cartographiables de quelques dizaines de mètres de diamètre. Ces corps leuconoritiques sont peu déformés et distants les uns des autres de 10 cm à quelques décimètres, parallèlement ou non au rubanement magmatique primaire. Cette leuconorite est considérée comme du liquide silicaté concentré entre les cristaux de plagioclase au cours de la cristallisation. L’ilménite et la magnétite en sont généralement absentes.

L’anorthosite feuilletée est caractérisée par la présence systématique d’une lamination ignée qui souligne le rubanement S₀ de la roche (Hocq, 1982). Cette lamination est définie par l’orientation planaire des phénocristaux de plagioclase, dont une bonne proportion a été recristallisée (50  %), et par une variation de la proportion des minéraux ferromagnésiens. De minces rubans de 1 à 10  cm dominés par du plagioclase et totalement dépourvus de minéraux ferromagnésiens et d’opaques alternent avec de minces rubans (1 à 5  cm) légèrement enrichis en minéraux ferromagnésiens (orthopyroxène) et où les minéraux opaques sont rares. Ces rubans, légèrement plus foncés, ont surtout une composition d’anorthosite mélanocrate (5 à 10  % de minéraux ferromagnésiens), plus rarement de leuconorite (10 à 15  % de minéraux ferromagnésiens). Légèrement étirés, ces rubans (d’anorthosite mélanocrate ± leuconorite) sont beaucoup plus recristallisés que les niveaux hololeucocrates et renferment très peu de porphyroclastes de plagioclase. Communément, ils apparaissent en creux sur la roche à cause de l’altération différentielle provoquée par la présence des minéraux ferromagnésiens. Cette altération produit l’aspect feuilleté propre à ce faciès lithologique.

Le gneiss anorthositique se rencontre surtout dans le secteur sud de l’unité mPalr1 (Hocq, 1982). La roche est rubanée et foliée, généralement à grain fin à moyen (<2 mm) et a conservé très peu de porphyroclastes de plagioclase orientés parallèlement aux plans S₁ (S₀ transposés parallèlement à eux-mêmes). Le plagioclase montre partout une texture saccharoïdale. Les minéraux ferromagnésiens (surtout constitués par l’orthopyroxène) sont recristallisés et profilés parallèlement aux plans S₁, voire même S₂ (le plan axial des plis) qu’ils soulignent particulièrement. La biotite secondaire est beaucoup plus abondante dans le gneiss anorthositique (et localement leuconoritique) que dans les autres faciès anorthositiques. Par ailleurs, l’anorthosite hololeucocrate recristallisée possède une couleur et une patine différentes en fonction de l’intensité de la recristallisation. Ainsi, le long du segment de la rivière Octave situé en aval du lac Octave, des rubans concordants (ou bandes lenticulaires) d’anorthosite fortement recristallisée (granulométrie <1 à 3 mm), à patine blanc cassé, alternent tous les 20 à 30  cm avec de l’anorthosite assez grossière (3 à 8 mm) et à patine bleutée. Ces bandes peuvent être prises à tort pour des enclaves. En fait, il s’agit là de pseudoenclave, c.-à-d. d’un artefact.

Localement, l’unité mPalr1 est caractérisée par la présence d’enclaves d’anorthosite communément polygonales, trapues ou allongées et dont les dimensions variant de 50  cm à plusieurs mètres (Hocq, 1982). La plupart sont roses (cassure et patine), à grain fin et saccharoïdales. Elles sont constituées d’anorthosite hololeucocrate qui contient une proportion très mineure de minéraux ferromagnésiens fins (<3 % d’orthopyroxène) et pratiquement aucune trace de minéraux opaques (ilménite ou magnétite). Les enclaves, rubanées ou foliées, montrent communément un angle de quelques degrés jusqu’à 90° par rapport au rubanement primaire de la roche encaissante. La plupart sont constituées de plagioclase beaucoup plus calcique (An_50-65) que le plagioclase antiperthitique (An_40-50) de la roche encaissante. Ces enclaves se distribuent de façon aléatoire et dispersée dans le massif anorthositique, quoique l’on connaisse des concentrations locales.

En lame mince, toutes les roches anorthositiques sont plus ou moins fortement recristallisées (Hocq, 1982). Le plagioclase est presque exclusivement de l’andésine antiperthitique, mais dans quelques enclaves et plusieurs niveaux quasiment impossibles à identifier sur le terrain, le plagioclase est du labrador (An_50-70) et, dans certains cas, de la bytownite sodique (An_70-75). L’andésine est par endroits faiblement, par endroits fortement antiperthitique. Les gouttelettes de feldspath potassique sont finement ou largement développées selon les endroits. La plupart des cristaux d’andésine renferment de tout petits cristaux (≤0,01 mm) de rutile; ceux de labrador ou de bytownite en renferment aussi, mais beaucoup moins. Le plagioclase est habituellement frais; rares sont les cristaux qui montrent des traces de séricite. Aucun autre minéral d’altération (scapolite ou épidote) n’a été observé. Le feldspath potassique n’a pas été observé comme phase libre, sauf là où la recristallisation a forcé la composante feldspath potassique à migrer à l’extérieur des plagioclases. Seules de petites zones de myrmékite (0,5 à 2 mm) se rencontrent ici et là entre les cristaux d’andésine antiperthitique. Comme ces zones de myrmékite ne sont pas du tout recristallisées ou déformées, il semble donc qu’elles se soient développées au cours ou à la fin de la recristallisation du massif anorthositique. Le quartz est absent de la plupart des roches. Il a été observé à quelques rares reprises dans de l’anorthosite à andésine, sous la forme de petits grains interstitiels interlobés.

Dans l’anorthosite leucocrate, les deux pyroxènes (hypersthène, augite) ont cristallisé seuls ou simultanément; l’hypersthène est le plus communément observé (Hocq, 1982). Ils sont par endroits fins (<0,1 à 1 mm), par endroits relativement grossiers (~1 à 5 mm) et sont généralement trapus et idiomorphes. Les cristaux pœcilitiques interstitiels sont assez rares. On note communément que les plus petits cristaux ne sont pas recristallisés et que les plus grands le sont faiblement. L’hypersthène est communément brisé et des kinks s’y développent; la plupart des grands cristaux d’hypersthène renferment d’abondantes inclusions de Schiller. Par endroits, l’hypersthène est partiellement entouré de biotite brun foncé, tout comme les minéraux opaques. La hornblende est rare et se rencontre principalement dans le gneiss anorthositique du sud, sous la forme de tous petits cristaux idiomorphes. Le spinelle est rare, tout comme le rutile; ils tendent à cristalliser près des minéraux opaques (hémo-ilménite). Les petits cristaux sont polygonaux.

De nombreux corps lenticulaires leuconoritiques à noritiques comparables à ceux de l’unité mPalr2 affleurent dans l’anorthosite (Hocq, 1982). Ils sont difficilement cartographiables comme tels, à cause de leur faible étendue; ce ne sont généralement que des lentilles ne dépassant guère 50  m². Il est donc difficile d’en faire, de façon objective, une zone cartographiable particulière. Toutefois, une bonne partie des lentilles sont en position subparallèle au rubanement primaire régional observé dans des affleurements avoisinants. En plan, ces lentilles épousent communément une forme compacte ou un peu amœbiforme; quelques-unes sont cependant étroites et étirées sur une ou plusieurs dizaines de mètres parallèlement au rubanement S₀. La roche, habituellement massive et homogène, peut montrer un rubanement primaire fruste souligné par une faible différence d’indice colorimétrique, couplée ou non à une différence de granulométrie. La roche est de granulométrie fine (Opx ≤ 2 mm), moyenne (Opx 2 à 10 mm), grossière (Opx >10 à 30 mm) ou très grossière (Opx ≥ 3 cm, mais communément <8 cm). Le faciès pegmatitoïdique, où le diamètre des pyroxènes est >10 cm, est rarissime. Ceux-ci, d’une texture pœcilitique interstitielle, sont plutôt isolés et rarement agglomérés en « îlots ». Les minéraux opaques (ilménite/magnétite) sont rares.

Deux affleurements de roches à olivine, de composition variant d’un gabbro à olivine à une leucotroctolite, ont été observés dans l’Anorthosite de Lac Allard (Hocq, 1982). En affleurement, la roche présente un aspect soit massif, soit faiblement rubané. Elle est homogène, généralement fraiche, gris-vert, mésocrate et à grain moyen (1 à 2 mm). Altérée, elle arbore une teinte cassonade et tend à s’effriter assez facilement. En lame mince, ces roches se composent principalement de plagioclase, d’olivine, d’amphibole verte, de spinelle, de clinopyroxène et de minéraux opaques. Elles possèdent un assez grand degré de polygonisation. Le plagioclase (labrador, An_65-68) se présente communément sous la forme de cristaux polygonaux qui renferment quelques petites aiguilles de rutile. Il ne subsiste que très peu de porphyroclastes de plagioclase (1 à 3 mm). L’olivine (0,1 à 1 mm) de la leucotroctolite est communément hypidiomorphe; les cristaux ne sont pas recristallisés et sont parcourus par de minces veinules de magnétite.

Les cristaux d’olivine sont tous entourés par une mince couronne complexe (corona) constituée d’enveloppes concentriques d’orthopyroxène et de clinopyroxène/amphibole verte ainsi que d’amphibole verte et de spinelle (Hocq, 1982). Dans le cas idéal, la couronne interne d’orthopyroxène est généralement mince et constituée de tout petits cristaux. Elle est subcontinue et suivie par une couronne complète de clinopyroxène ou, plus communément, d’amphibole verte dont les cristaux polygonaux sont plus ou moins finement à moyennement grenus. Une proportion mineure de spinelle vert cristallise entre ces cristaux d’amphibole. La couronne externe est communément constituée d’un assemblage intime ou d’une symplectite d’amphibole verte et de spinelle vert finement grenus. Plus rarement, on observe la présence d’un peu de chlorite ou de biotite verdâtre dans la zone externe de cette texture kélyphitique. L’amphibole verte et le spinelle sont communément les seules phases qui entourent les cristaux d’olivine les plus petits. 

À quelques endroits, l’olivine est enserrée par de grands cristaux d’hypersthène entre lesquels s’individualisent de petits cristaux de spinelle vert; de l’amphibole vert-brun cristallise ensuite sous la forme de grands individus (0,5 mm) (Hocq, 1982). Dans la leucotroctolite, de nombreux cristaux d’olivine ont été totalement transformés en orthopyroxène ou en amphibole verte, accompagnés de spinelle. Dans le gabbro à olivine, l’olivine est parcourue par un réseau de fractures remplies de bastite et/ou de magnétite. Elle est communément enserrée avec des cristaux primaires de spinelle vert et d’opaque (magnétite) et par des cristaux hypidiomorphes de taille moyenne à relativement grossière de clinopyroxène primaire, frais et peu recristallisés. Le clinopyroxène d’origine magmatique est rarement entouré par une mince frange discontinue de hornblende vert foncé, tandis que les minéraux opaques sont communément séparés du plagioclase par une bordure subcontinue de hornblende brune réactionnelle de taille moyenne. Aussi bien dans la leucotroctolite que dans le gabbro à olivine, le rubanement primaire d’origine ignée (S₀) est souligné par l’allongement préférentiel et systématisé des plages de minéraux ferromagnésiens et opaques.

Anorthosite de Lac Allard 1a (mPalr1a) : Leuconorite, norite, norite à ilménite et anorthosite

Quelques unités leuconoritiques à noritiques (mPalr1a) affleurent sur le plateau situé entre le lac Allard et la rivière Mingan (coin SE du feuillet 12L12; Hocq, 1982). Une première bande s’étire sur >1 km de long au sud du lac Rideau et sa largeur varie de 100 à 300 m. La roche est une leuconorite relativement foncée ou, localement, une norite pâle à grain moyen, rarement pegmatitoïdique (Opx ≥5 cm). Aucun rubanement ni aucun litage igné n’y a été décelé. La cristallisation a surtout affecté le plagioclase qui ne forme pas de grands porphyroclastes. Les pyroxènes possèdent systématiquement une texture pœcilitique interstitielle.

Une seconde bande, qui affleure 7 km au nord de la précédente, est beaucoup plus large (1,8 km à l’ouest et 1 km à l’est) et plus longue (~5 km) (Hocq, 1982). Elle comprend une variété de lithologies : leuconorite, norite, norite à ilménite, anorthosite. Globalement, une leuconorite foncée, ou une norite pâle, se trouvent dans les parties nord et sud de la bande, alors que la norite est caractéristique au centre. Dans le nord de la bande, la roche est majoritairement constituée par des niveaux (quelques dm à quelques m de largeur) de leuconorite pâle, homogène et massive alternant avec des niveaux d’anorthosite recristallisée saccharoïdale. L’ilménite est rare dans ces deux bandes. La roche finement rubanée est localement enrichie en ilménite de granulométrie fine à moyenne (1 à 4 mm).

Plusieurs bandes plus ou moins bien cartographiables de leuconorite rubanée d’épaisseurs diverses ont été observées sur les deux rives du lac Puyjalon (coin SW du feuillet 12L11), ainsi que dans la zone au sud de la mine du lac Tio (Hocq, 1982). La roche est une leuconorite pâle, gris verdâtre en surface fraiche et vert pâle en patine d’altération, à grain fin à moyen (Opx <5 mm). Elle présente communément un aspect saccharoïdal et s’effrite facilement quand elle est altérée. Des niveaux de quelques décimètres à quelques mètres de cette roche alternent avec des niveaux plutôt anorthositiques moins altérés et moins friables qui ressortent sur la surface altérée. Sur la rive sud du lac Puyjalon, la leuconorite est majoritairement située sous les principaux niveaux d’ilménitite, sous la forme de niveaux moins épais (30 à 50 cm).

En lame mince, les roches leuconoritiques et noritiques sont principalement composées de plagioclase, d’hypersthène, d’augite et, en proportions moindres, de minéraux opaques (Hocq, 1982). Toutes ces roches présentent un état de recristallisation intermédiaire à avancé. Dans ces roches, le plagioclase est généralement de l’andésine légèrement perthitique, plus rarement du labrador. Les cristaux de plagioclase, transparents et non turbides (clouded), sont généralement de taille moyenne (0,1 à 3 mm) et fine (0,01 à 0,1 mm). L’hypersthène, le pyroxène le plus commun, est généralement de 20 à 50 % plus abondant que l’augite. Il cristallise en de petits cristaux idiomorphes (0,05 à 1 mm), trapus et légèrement recristallisés ou brisés qui possèdent des inclusions de Schiller. De petits kinks sont communément visibles dans les cristaux les plus grands (0,5 à 5 mm), qui sont généralement idiomorphes et rarement pœcilitiques interstitiels. L’hypersthène formes localement de minces bandes mésocrates ou mélanocrates de quelques millimètres à quelques centimètres d’épaisseur, en compagnie d’augite et de minéraux opaques. L’augite, communément prismatique, est plus petite et plus trapue que l’hypersthène; elle est rarement pœcilitique interstitielle. De la biotite brun foncé, petite et trapue, et de la hornblende verte peuvent cristalliser au contact de l’hypersthène ou des minéraux opaques. Des traces d’apatite et de rutile sont observées à proximité des minéraux opaques. Ces derniers consistent généralement en hémo-ilménite; la magnétite est assez rare. Du spinelle vert cristallise localement près de l’hémo-ilménite. L’agencement des cristaux de pyroxène parallèlement les uns aux autres, de même que l’orientation planaire de certains débris de plagioclase et de porphyroclastes, soulignent l’orientation du rubanement primaire (S₀) de ces leuconorite et norite. Localement, la biotite souligne la foliation (S₁), laquelle est parallèle au rubanement S₀. 

Anorthosite de Lac Allard 1b (mPalr1b) : Gabbro

Une unité de gabbro a été différenciée en carte dans la région du lac du Gros Diable (partie ouest du feuillet 12L05; Sharma et Franconi, 1975; Avramtchev, 1984; Perreaut et Bilodeau, 2001).

Anorthosite de Lac Allard 3 (mPalr3) : Jotunite litée, communément magnétique

L’Anorthositique de Lac Allard est entourée par une enveloppe constituée de jotunite (mPalr3) dont la largeur varie de 100 m à >600 m. Une autre enveloppe, beaucoup plus large (6 à 8 km), dont la composition est lithologiquement hétérogène, varie d’une mangérite à un granite hololeucocrate (appartenant à la Suite anorthositique de Havre-Saint-Pierre, mPhsp4) (Hocq, 1982). En affleurement, la jotunite est habituellement mélanocrate à mésocrate, généralement vert bleuté assez foncé en surface fraiche, brunâtre, rouille ou cassonade en surface altérée, à grain grossier (plagioclase : 0,5 à 1,5 cm), dense et fortement magnétique à bien des endroits. Elle présente un rubanement primaire assez bien défini, surtout dans la zone la plus proche du contact avec l’anorthosite (mPalr1). Dans cette zone, et sur une épaisseur de l’ordre de 20 à 50 m, la jotunite se présente en niveaux réguliers de 30 à 60 cm d’épaisseur, très foncés, particulièrement enrichis en minéraux opaques (magnétite). La roche est composée de grands cristaux de plagioclase étirés parallèlement les uns aux autres dans le plan de rubanement et reliés par une trame de minéraux opaques et de pyroxènes. Cette association se détache très bien sur les surfaces altérées, où la patine blanche des feldspaths tranche très nettement avec la teinte sombre des minéraux ferromagnésiens et des oxydes.

Dès qu’on s’éloigne du contact, la roche devient plus claire et s’appauvrit en oxydes et, dans une moindre mesure, en minéraux ferromagnésiens (Hocq, 1982). Le rubanement perd de sa netteté et les bancs ne sont pas aussi bien délimités que près du contact. Le rubanement (S₀) est surtout souligné par l’étirement des feldspaths (plagioclase) ainsi que par quelques minces traînées foncées où se concentrent les minéraux ferromagnésiens et les oxydes (quelques centimètres d’épaisseur sur quelques décimètres à 1 m ou 2 m de longueur). C’est dans cette zone qu’une plus grande proportion de lentilles (ou radeaux) d’anorthosite hololeucocrate sont observées. Ces niveaux lenticulaires (10 m de largeur sur 30 m de hauteur sur 100 m de longueur) sont constitués par de l’anorthosite mauve à grain très grossier (rive ouest du lac Puyjalon au sud de la chute de la rivière Octave) ou par de l’anorthosite blanchâtre très fortement recristallisée (rive ouest du lac Gilles, à l’est du lac Puyjalon).

À plus de 150 m du contact de l’anorthosite, la jotunite commence à changer d’aspect de façon progressive (Hocq, 1982). Certains cristaux de plagioclase (41 % de la roche) deviennent de plus en plus grossiers et présentent progressivement une section subrectangulaire; quelques-uns épousent même une forme œillée. Ils s’étirent parallèlement les uns aux autres et leur taille atteint quelques centimètres. Les minéraux ferromagnésiens et opaques deviennent moins abondants et le quartz commence à être visible à l’œil nu. La roche mésocrate (35 % de minéraux ferromagnésiens et opaques) devient progressivement de la mangérite, une roche plus claire et beaucoup moins magnétique. La jotunite renferme par endroits de minces corps lenticulaires (5 cm sur 20 à 50 cm) mélanocrates qui sont effilés parallèlement au rubanement. Ce matériel mélanocrate constitue par endroits des dykes étroits (20 à 35 cm d’épaisseur) qui serpentent sur quelques mètres dans la jotunite et dans la mangérite, et cela de façon oblique par rapport au rubanement primaire.

En lame mince, la jotunite se présente en général comme une roche leucocrate à mésocrate (25 à 50 % de minéraux ferromagnésiens et opaques), de granulométrie moyenne à relativement grossière (0,5 à 5 mm), composée essentiellement de plagioclase, de deux pyroxènes, de biotite, de minéraux opaques et de proportions mineures de quartz, de feldspath potassique et de zircon (Hocq, 1982). Le trait qui les distingue des norites minéralisées (ilménitite; mPalr2) réside principalement dans la présence de feldspath potassique, de quartz et de zircon. Généralement moins affectée par la recristallisation, la jotunite présente aussi un rubanement primaire visible grâce à la disposition planaire caractéristique des phénocristaux de plagioclase, d’une part, et des cristaux ferromagnésiens et opaques, d’autre part.

Les phénocristaux de plagioclase sont généralement hypidiomorphes à idiomorphes, zonés et antiperthitiques; leur longueur, généralement de 1 à 5 mm, peut atteindre 1 à 5 cm (Hocq, 1982). La plupart présentent une texture antirapakivi. Les cœurs de ces cristaux ont une composition qui varie de l’andésine sodique à de l’oligoclase calcique (An_42-20) plus ou moins antiperthitique. Les gouttelettes de feldspath potassique sont généralement assez grandes; les sections subrectangulaires confèrent une apparence de damier au cœur des cristaux. Elles sont entourées par des couronnes plutôt minces de plagioclase antiperthitique plus sodique dont la composition varie de An₂₀ à An₅. Les gouttelettes d’antiperthite (≤0,05 mm), à section ovale, sont nombreuses dans la partie externe, la partie la plus sodique de ces couronnes; elles peuvent être totalement absentes dans les plagioclases plus calciques (An₃₅). Les gouttelettes d’antiperthite sont par endroits orientées en continuité optique avec le feldspath potassique localisé directement au contact du plagioclase. Dans la matrice, le plagioclase est assez fin (0,1 à 0,5 mm), hypidiomorphe à xénomorphe, communément polygonal, peu perthitique et de calcicité moindre que celle des phénocristaux (An_25-10). Le feldspath potassique est très rare (1 à 2 % de la roche) et lorsque présent, il est généralement interstitiel aux cristaux de plagioclase. Il est communément accompagné de tout petits cristaux de quartz pœcilitiques et xénomorphes formés à la fin du processus de (re)cristallisation.

Les minéraux ferromagnésiens sont principalement représentés par les deux pyroxènes, l’hypersthène étant généralement plus grossier et plus allongé que l’augite qui est plus trapue (Hocq, 1982). Tous les deux sont habituellement frais. L’hypersthène, plus grossier, contient localement des inclusions de Schiller. Une fraction des plus grands cristaux sont partiellement recristallisés ou simplement fracturés; de petits kinks se développent ici et là. Un peu de biotite brun foncé et de hornblende verte s’individualisent sous la forme de petits cristaux dans le voisinage des pyroxènes ou de la magnétite. Cette dernière se présente sous la forme de petits cristaux isolés ou de petits amas légèrement étirés parallèlement au rubanement primaire. Le rutile, rare, et l’apatite, plus abondante, cristallisent avec les minéraux opaques ou à proximité de ceux-ci. Le zircon, qui est caractéristique de la jotunite, est fin et assez bien formé.