Des unités de roches granitiques et gneissiques sont d’abord cartographiées dans la région du nord du lac Nipisso et de la rivière Wacouno (partie ouest du feuillet SNRC 22I13 et centre ouest du feuillet 22P04; Hogan, 1953; Blais, 1953; voir tableau ci-dessous). Cette cartographie est par la suite prolongée dans la partie centre est du feuillet 22P05 et la distinction entre les différentes unités granitiques et gneissiques est précisée (Blais, 1960; voir tableau ci-dessous). Blais (1960) introduit également le « batholite de Mamikan » pour définir le plus grand massif de granite de la cette région ainsi que le « Complexe igné de Waco » pour regrouper les masses tabulaires et en forme de stocks de gabbro au sein des roches granitiques. Les subdivisions détaillées de Blais (1960) ne sont pas conservées dans les travaux de cartographie régionale de Franconi et al. (1971, 1975), de Franconi et Sharma (1973), de Sharma et Franconi (1975) ainsi que de Avramtchev (1984).

Le Complexe de Canatiche est officiellement introduit pour décrire les assises granitiques des feuillets 22P02, 22P03 et 22P04 cartographiés au cours de l’été 1997 (Chevé et al., 2001). Il englobe dans sa définition « l’ensemble de roches intrusives et métasomatiques anciennes » et le « granite récent » que Blais (1960) reconnaît dans la partie ouest du feuillet 22P04. En même temps, il est étendu à la partie nord des feuillets 22I13 et 22I14 (Gobeil et al., 1999; Chevé et al., 1999). Les « unités granitiques » du complexe sont alors divisées en sept unités informelles (mpPcan1a à mpPcan1g) sur la base des travaux de Blais (1960) et de Hogan (1971) (voir tableau ci-dessous). Des « unités gabbro-anorthositiques » (mpPcan2a à mpPcan2c), des « unités gneissiques » (mpPcan3a à mpPcan3d) et une « unité de roche de remplissage hydrothermal » (mpPcan4) ont également été définies afin d’englober les roches non granitiques présentes à l’intérieur du complexe. Les termes « batholite de Mamikan » et « Complexe igné de Waco » définis par Blais (1960) ne sont pas conservés, mais les lithologies qu’elles contenaient sont associées au Complexe de Canatiche.

Dans les travaux de compilation du Ministère, le Complexe de Canatiche est prolongé vers le NE (Gobeil, 1997; Gobeil et al., 1997a-b, 2003b; Bilodeau et Gobeil, 2001a-e; Grant, 2003), mais pas vers le NW et l’ouest (Nadeau et Perreault, 1998a-b, 2001; Bilodeau et Gobeil, 2000; Gobeil et Nadeau, 2001a-b), même si les lithologies définies dans ces feuillets correspondent aux lithologies données dans les unités informelles du complexe (voir tableau ci-dessous). Dans leur synthèse de la géologie de la Moyenne-Côte-Nord (feuillet 22I et partie sud du feuillet 22P), Gobeil et al. (2002, 2003a) reconnaissent les lithologies principales du Complexe de Canatiche. Dans le cadre de la rédaction de cette fiche stratigraphique, le Complexe de Canatiche est prolongé dans les feuillets 22J16, 22O01, 22O08, 22P05, 22P12 et 22P13 et les divisions informelles sont réorganisées afin de tenir compte des différences de lithologies et de structures. Le nom du complexe fait référence au lac Canatiche (quart NE du feuillet 22P04).

Le Complexe de Canatiche consiste en un ensemble de granite peu ou non déformé (mpPcan1) et de granite déformé, folié, gneissique ou migmatitique (mpPcan2) (Gobeil et al., 1999, 2003a; Chevé et al., 2001). Il comprend également des feuillets et des enclaves hectométriques à kilométriques de roches anorthositiques et gabbroïques (mpPcan3) et de roches non granitiques variées, dont du gneiss à biotite (mpPcan4), du métagabbro et de l’amphibolite (mpPcan5), des roches calcosilicatées interstratifiées avec des formations de fer (mpPcan6) et des roches métasomatiques à magnétite (mpPcan7) porteuses de minéralisations cuprifères.

La hornblende est omniprésente dans le Complexe de Canatiche et dans le Gabbro de Baune adjacent au SE (Chevé et al., 2001). Dans ce dernier, la hornblende est accompagnée de plagioclase, d’épidote et de minéraux opaques titanifères ou de titanite suggèrant des conditions métamorphiques au faciès des amphibolites. Les grands feuillets de biotite brune à brun verdâtre qui s’associent communément à cette paragenèse traduisent probablement un excès de potassium dans ces roches. Dans les roches granitiques du Complexe de Canatiche, la définition du degré de métamorphisme est plus difficile à établir, puisque la hornblende accompagnée de biotite s’avère un assemblage minéralogique magmatique qui ne semble pas avoir été soumis à des modifications minéralogiques subséquentes. La présence de niveaux mafiques aux caractéristiques minéralogiques semblables à celle du Gabbro de Baune, à l’intérieur même du complexe, permet de postuler que les conditions de métamorphisme sur ce complexe n’ont pas dépassé le faciès des amphibolites.

Le Complexe de Canatiche contient des minéralisations d’origine hydrothermale en Fe-Cu-ETR-Y-P-F-Ag qui sont également anomales en Th, U, Mo, W, Zr et Au et qui sont caractérisées par une grande abondance de magnétite (Clark, 2003). Elles sont généralement associées à des structures bréchiques ou filoniennes. Les minéralisations les plus importantes, par exemple celles des zones minéralisées de Josette, de Fluorine et de Malachite, localisées dans le secteur du gîte Kwyjibo, au nord du lac Manitou, sont encaissées dans une unité de roche quartzo-feldspathique (leucogranite) faiblement foliée de largeur kilométrique. Les minéralisations contiennent diverses combinaisons des minéraux suivants : magnétite, fluorine, quartz, biotite, apatite, titanite, andradite, hématite, sulfures (pyrite, pyrrhotite, chalcopyrite et molybdénite), ilménite, allanite et autres minéraux contenant des terres rares. À titre d’exemple, un sondage de SOQUEM sur la zone minéralisée de Josette contenait 1,83 % Cu et 0,96 % La+Ce+Sm sur 9,4 m; des échantillons choisis de cette zone minéralisée contenaient également 5700 à 8100 ppm Y et jusqu’à 13 g/t Ag. Les altérations observées sont : une altération calcosilicatée, une altération potassique, l’hématitisation, la silicification et l’albitisation (voir mpPcan7). Elles sont particulièrement liées à l’ajout de Fe, Ca, P, Ti, F, K, Na et S. Une grande partie de la magnétite a été affectée par une déformation ductile (plissement, cisaillement), suggérant un âge syngrenvillien à tardigrenvillien.

Ces minéralisations montrent des similitudes avec celles des gisements de type Olympic Dam et Kiruna (Clark, 2003). Elles sont interprétées comme étant associées à des fluides hydrothermaux canalisés dans des zones de faille et probablement liés à un magmatisme granitique, possiblement alcalin, semblable à celui qui est à l’origine des plutons granitiques de type « A » (granites à biotite ± hornblende de mpPcan1). La minéralogie de ces minéralisations reflète principalement les variations dans le temps de la composition et de la température des fluides. Ainsi, les minéraux skarnoïdes, comme la hornblende et le clinopyroxène, seraient associés à des fluides précoces et chauds. La magnétite, la titanite et la biotite se seraient formées à partir de ces fluides précoces et de ceux plus évolués. À mesure que la température des fluides diminuait, la fluorine et les métaux rares auraient précipité. Le mélange des fluides magmatiques et météoriques aurait, par endroits, accéléré la précipitation des métaux rares. Les sulfures et les minéraux radioactifs se seraient quant à eux formés à partir de fluides tardifs et plus froids. La magnétite précoce aurait peut-être agi comme piège chimique pour les métaux précipités subséquemment.

Complexe de Canatiche 1 (mpPcan1) : Granite à biotite, massif; proportions mineures de leucogranite et pegmatite

Un cortège de roches granitiques (au sens large) forme des massifs de dimensions batholitiques de roches massives (Chevé et al., 2001). Ces roches sont à grain moyen à grossier et possèdent une susceptibilité magnétique faible à modérée. Le plus grand de ces massifs, identifié comme le batholite de Mamikan par Blais (1960), occupe la partie ouest du feuillet 22P04. Au centre, cette masse est constituée de granite et de syénite porphyroïdes à phénocristaux d’oligoclase, de microcline perthitique ou de microperthite; vers l’extérieur, elle évolue vers un granite à biotite plus siliceux, équigranulaire et rose. Un leucogranite équigranulaire riche en quartz marque localement la bordure SE du batholite de Mamikan. Un faciès comparable forme des dykes, des filons-couches et de petites masses irrégulières dans les roches granitiques porphyroïdes du batholite et dans les roches granitiques foliées à gneissiques encaissantes (mpPcan2).

L’unité mpPcan1 comprend également des masses de dimensions plus restreintes, kilométriques, dont la susceptibilité magnétique est variable (Chevé et al., 2001). Le granite commun qui les compose présente des caractéristiques pétrographiques semblables à celles décrites par Blais (1960) pour le batholite de Mamikan. Le feldspath qui forme les grains grossiers (5 à 12 mm) et les phénocristaux est essentiellement du microcline mésoperthitique et celui-ci représente ≥50 % de la roche. Des agrégats circonscrits et polycristallins de quartz de dimension plus restreinte (3 à 8 mm), de même que quelques cristaux isolés de plagioclase, contribuent par endroits à la fraction grossière du granite. La matrice finement grenue est composée de quartz, de microcline et, accessoirement, de plagioclase. Les minéraux ferromagnésiens se logent en cristaux isolés dans la matrice ou définissent des plages interstitielles irrégulières et millimétriques; leur abondance est limitée et varie entre 5 et 15 %. La biotite, verte à brun verdâtre, en est la composante principale à laquelle s’associent de la hornblende, des minéraux opaques et, localement, quelques lamelles de muscovite. À l’exception de la muscovite, la plupart des minéraux ferromagnésiens sont déstabilisés et remplacés à des degrés divers par de la chlorite, de l’épidote et des microgranules subopaques transformés partiellement en leucoxène. Parallèlement, les minéraux opaques sont enveloppés plus ou moins régulièrement de titanite.

La minéralogie accessoire du granite s’exprime surtout en relation avec les plages de minéraux ferromagnésiens (Chevé et al., 2001). Le zircon et l’allanite, quasi omniprésents dans la biotite sous la forme de granules micrométriques auréolés d’un halo pléochroïque, en sont les phases les plus couramment rencontrées. Hors de la biotite, le zircon adopte communément des formes automorphes prismées et délicatement zonées. L’allanite, quant à elle, se présente en grains hypidiomorphes brunâtres accompagnés de produits métamictes brun rougeâtre; quelques grains plus clairs exhibent une fine zonalité interne. L’apatite est distribuée irrégulièrement. Des petits grains prismés et trapus de tourmaline (quelques dizaines de µm de longueur), regroupés en amas très diffus au sein de la matrice quartzo-feldspathique, sont observés localement. De la fluorine peut aussi être observée. Celle-ci adopte trois habitus particuliers : 1) en rares inclusions micrométriques dans les gros grains et les phénocristaux de microcline mésoperthitique ou à la limite de ces mêmes grains et du liant quartzo-feldspathique; 2) en grains interstitiels et isolés, de taille plus importante (quelques centaines de µm), au sein des plages de minéraux ferromagnésiens; et 3) en remplissage partiel ou total de microfissures rectilignes de quelques dizaines de µm qui traversent les grains de microcline mésoperthitique sans se propager dans les grains de la matrice. Du quartz et des lamelles de biotite porteuses d’inclusions d’allanite participent au colmatage de ces microfissures. 

Complexe de Canatiche 1a (mpPcan1a) : Pegmatite et granite à grain très grossier, massif

L’unité mpPcan1a de pegmatite et/ou de granite grossier est une unité restreinte à quelques zones kilométriques situées pour la plupart dans la partie centre sud et au SW du feuillet 22P03, à la limite du Complexe de Canatiche et des terrains gneissiques du Complexe de Manitou (Chevé et al., 2001). Les nombreuses enclaves métriques à décamétriques de roche encaissante qui caractérisent ces zones suggèrent que nous sommes en présence d’abondantes injections de dykes de plusieurs dizaines de mètres de puissance plutôt que d’intrusions circonscrites majeures. Le matériel de remplissage est rarement homogène. Des variations, surtout granulométriques (graduelles, ou au contraire très nettes, mais partout disposées en bandes centimétriques subparallèles), mettent en évidence plusieurs injections dans un même conduit. Une foliation discrète, probablement ignée, se manifeste par endroits de façon subparallèle aux épontes des dykes ou des différentes injections. L’activité ignée à l’origine de ce matériel grossier et pegmatitique dépasse largement les zones cartographiées en tant qu’unité mpPcan1a. En effet, à proximité et à distance de ces zones, des dykes de pegmatite peu épais (quelques dm à quelques m) s’observent généralement en concordance ou en faible obliquité avec la gneissosité ou la foliation des roches encaissantes, tant dans le Complexe de Canatiche que dans les roches gneissiques du Complexe de Manitou. Des injections satellites discordantes coupent également le substrat dans des attitudes très variées. Dans le spectre du magmatisme granitique du Complexe de Canatiche, l’unité mpPcan1a apparaît comme le témoin d’une activité ignée tardive, postérieure à la déformation régionale.

Complexe de Canatiche 2 (mpPcan2) : Gneiss et migmatite, gneiss granitique, gneiss œillé, granite folié à gneissique

L’unité mPcan2 consiste en roches granitiques déformées, foliées, gneissiques ou migmatitiques (Blais, 1960; Chevé et al., 2001). Bien que Blais (1960) ait distingué ces différents faciès en carte, les relations graduelles suggérées sur le terrain entre ces derniers et la difficulté de les suivre latéralement d’un cheminement à un autre ont incité Chevé et al. (2001) à les rassembler en une seule unité. Ces auteurs définissent donc plus globalement l’unité mpPcan2 comme une unité de roches granitiques foliées à gneissiques dont les pôles lithologiques sont le granite folié, le gneiss granitique et le gneiss œillé. Tant au niveau des minéralogies principales que des minéralogies caractéristiques et accessoires, ces trois lithologies sont comparables, tout comme elles le sont d’ailleurs avec le granite massif de l’unité mpPcan1. Les variations relatives d’orthose et de microcline (perthitique à mésoperthitique) d’une part, et de plagioclase, d’autre part, placent ces roches essentiellement dans le champ des syénogranites. La faible abondance généralisée des minéraux ferromagnésiens (généralement <10 %) permet cependant de considérer un grand nombre de ces roches comme du leucogranite (<5 % de minéraux ferromagnésiens).

La biotite est la phase prédominante des minéraux ferromagnésiens; seule dans les faciès leucocrates, elle est accompagnée de hornblende pœcilitique en proportion de plus en plus élevée dans les faciès granitiques les plus mélanocrates (15 à 20 % de minéraux ferromagnésiens) (Chevé et al., 2001). La magnétite est omniprésente (traces à 3 %), mais montre différents habitus. Elle forme communément des grains très fins et régulièrement disséminés dans les faciès leucocrates, alors que dans les autres faciès, elle se présente principalement en grains hypidiomorphes de plus grande taille (submillimétriques) intimement associés aux plages de minéraux ferromagnésiens interstitiels de la roche. La minéralogie accessoire (<0,5 % généralement) est définie par la titanite, le zircon, l’apatite et l’allanite. Par contre, l’allanite peut localement atteindre 2 %. Notons qu’un échantillon de gneiss granitique se distingue par la présence de fins cristaux automorphes de grenat disposés en chapelets très étirés parallèlement à la foliation. La minéralogie secondaire se confine principalement aux minéraux ferromagnésiens et aux minéraux opaques. Dans le premier cas, elle s’exprime par une chloritisation plus ou moins prononcée de la biotite et/ou de la hornblende; la chlorite est accompagnée de petits cristaux de pistachite et de très fines granules de minéraux subopaques et de titanite. La titanite accompagne également la plupart des minéraux opaques qu’elle englobe et remplace à des degrés divers. Les effets de l’altération rétrograde sur les minéraux quartzo-feldspathiques se limitent pour l’essentiel en une légère damouritisation du feldspath alcalin et en une faible saussuritisation du plagioclase.

Le granite folié est gris pâle à rosé, à grain fin à moyen, dont la foliation, faible à modérée, s’exprime principalement par l’orientation des micas (Chevé et al., 2001). En lame mince, l’assemblage quartz-microcline-plagioclase définit une texture grenue hétérogranulaire où le microcline et le plagioclase forment les grains hypidiomorphes les plus grossiers. Dans plusieurs cas, ces grains plus grossiers apparaissent comme de véritables porphyroclastes au sein d’une matrice plus fine, granoblastique subpolygonale. De fines lamelles de biotite brun verdâtre, généralement chloritisées et, en moindre proportion, de muscovite, caractérisent la composante phyllosilicatée. La minéralogie accessoire est représentée par de petits grains millimétriques de minéraux opaques, de titanite, d’épidote, d’allanite et de zircon, ces deux derniers sont communément en association avec la biotite.

Le gneiss œillé constitue la lithologie de l’unité mpPcan2 qui, dans ses faciès les moins déformés, permet de postuler une filiation lithologique avec le granite massif de l’unité mpPcan1 (Chevé et al., 2001). En effet, la texture œillée de ce gneiss est définie par des minéraux qui, pétrographiquement, sont tout à fait comparables, dans leur habitus, aux grains grossiers du granite massif. Ces similitudes se caractérisent par des cristaux centimétriques, échancrés, isolés ou regroupés de microcline (perthite et mésoperthite), de plagioclase et/ou par des agrégats de quartz de même taille, arrondis et polycristallins. La différence entre le gneiss œillé et le granite repose sur l’abondance et la texture de leur matrice. Cette dernière, communément plus abondante dans le gneiss œillé que la composante quartzo-feldspathique interstitielle du granite, adopte une texture granoblastique nettement polygonale dans laquelle s’orientent et s’étirent des lamelles de biotite et des grains de hornblende. Dans le gneiss, la microstructure de la roche est beaucoup plus orientée et la texture est définie par des porphyroclastes subcentimétriques de perthites, de mésoperthites et de plagioclase flottant dans une matrice granoblastique polygonale de microcline, de quartz et de plagioclase. Dans cette matrice, quelques grains plus grossiers et étirés de quartz suggèrent une dissolution sous pression de porphyroclastes de quartz. Si la pétrographie nous permet d’envisager un lien entre le granite massif et certains faciès de gneiss œillé, ce lien n’a pu être clairement observé sur le terrain. Les masses de granite massif représentent ainsi soit des plutons postérieurs au développement de la foliation des gneiss adjacents, soit des îlots de granite protégés des déformations subséquentes. Ces deux hypothèses ne sont pas mutuellement exclusives, le magmatisme granitique du Complexe de Canatiche ayant pu s’échelonner sur quelques dizaines de millions d’années dans un régime de déformations compressives et/ou cisaillantes.

Le gneiss granitique consiste en des roches gris rosé et à grain fin à moyen qui ont acquis une structure nettement rubanée (Chevé et al., 2001). En lame mince, ce rubanement est révélé essentiellement par des variations minéralogiques et granulométriques. Des bandes centimétriques, à grain moyen et riches en feldspath alcalin, alternent plus ou moins régulièrement avec des bandes généralement plus minces et à granulométrie plus fine de quartz, de plagioclase et de feldspath alcalin. Cette différence de composition au niveau des phases quartzo-feldspathiques est rehaussée par la distribution des minéraux ferromagnésiens et des minéraux accessoires qui ont nettement tendance à s’introduire dans les minces bandes quartzo-feldspathiques et à y développer une texture typiquement lépidogranoblastique. Le gneiss granitique et le gneiss œillé se trouvent communément en étroite association spatiale permettant ainsi de postuler une origine commune, ou tout au moins des protolites de nature semblable. Relevons cependant que l’observation locale d’un passage graduel entre ces roches et du paragneiss (unité lithologique) laisse croire à Blais (1960) que le gneiss granitique serait du paragneiss granitisé au cours d’un processus de migmatitisation. La présence de grenat dans du gneiss granitique de ce secteur constitue un élément favorable pour cette interprétation. Toutefois, Chevé et al. (2001) ne pensent pas que celle-ci puisse être appliquée systématiquement à tout le gneiss granitique du Complexe de Canatiche.

Complexe de Canatiche 2a (mpPcan2a) : Granite gneissique

L’unité de granite gneissique de Blais (1953, 1960) a été conservée en tant qu’unité mpPcan2a (Chevé et al., 2001). Le granite gneissique ne présente en général qu’une vague structure gneissique révélée principalement par les grains allongés de feldspath ou les lenticules de quartz (Blais, 1960). Cependant, à l’approche de zones migmatitiques, la roche devient bien foliée et passe à un gneiss granitique, alors que le pourcentage des enclaves augmente. Loin des zones migmatitiques, le granite gneissique est de composition et de structure remarquablement uniformes. En surface fraiche, il est rose ou rose grisâtre, tandis qu’en surface altérée, il est un gris rosâtre. 

En lame mince, le granite gneissique possède une structure granulaire, mais quelque peu saccharoïdale (Blais, 1960). Dans de nombreux cas, la granulation et la recristallisation ont réduit la roche à un agrégat équigranulaire et la dimension moyenne de ses grains est de ~1,5 mm. La structure gneissique est en général indiscernable en lame mince. La composition minéralogique moyenne est le plagioclase (26 %), le microcline (32 %), le quartz (25 %) et la biotite (6 %). Le reste consiste en hornblende, magnétite, chlorite et muscovite, avec de la titanite, de l’allanite, de l’apatite, du zircon et des produits de l’altération des feldspaths (saussurite-carbonate). Le plagioclase a à peu près la composition de l’oligoclase (An₁₃). La roche présente des auréoles de réaction albitiques ainsi que des intercroissances vermiculaires de quartz. Le microcline est légèrement perthitique. La hornblende est allotriomorphe et est remplacée par endroits par de la biotite. La chlorite, probablement du clinochlore, est présente comme produit d’altération de la biotite. La muscovite est clairement dérivée des feldspaths. La titanite est généralement associée avec la magnétite. L’allanite, probablement primaire, est en général éparse dans toute la roche. Des grains arrondis de grenat rouge vin sont présents localement.

Complexe de Canatiche 2b (mpPcan2b) : Leucogranite avec linéation minérale

L’unité de leucogranite avec linéation minérale [leucogranite granulé dans le texte original] de Blais (1953, 1960) a été conservée en tant qu’unité mpPcan2b (Chevé et al., 2001). Le granite avec linéation minérale est presque entièrement entouré par du granite à biotite récent (mpPcan1) (Blais, 1960). Il est rose, à grain moyen à grossier et presque dépourvu de minéraux ferromagnésiens. Ses constituants essentiels et accessoires sont les mêmes que ceux du granite gneissique (mpPcan2a), mais la muscovite est un peu plus abondante. À l’encontre du granite gneissique, cette roche présente une forte linéation minérale. Le quartz est en ségrégations en forme de lenticules subparallèles (bâtonnets de 0,5 à 8 cm) qui produisent une linéation bien nette. Le granite avec linéation minérale peut également se retrouver dans le granite gneissique. La transition entre ces deux roches, de même que des similitudes de texture et de composition minéralogique portent à croire que ces roches sont étroitement apparentées quant au temps et à leur mode de formation. 

Complexe de Canatiche 2c (mpPcan2c) : Gneiss granitique œillé

L’unité de gneiss granitique œillé de Blais (1953, 1960) a été conservée en tant qu’unité mpPcan2c (Chevé et al., 2001). C’est une roche distinctive de composition granitique qui montre de nombreux phénocristaux ou porphyroblastes allongés de feldspath (Blais, 1960). Les relations sur le terrain montrent différents passages graduels entre un gneiss œillé et un gneiss granitique (mpPcan2d) ou un granite gneissique (mpPcan2a); la largeur des zones de passage est de ~300 m. Les limites entre ces types de roches sont nécessairement quelque peu arbitraires et les relations d’âge ne sont pas évidentes dans tous les cas. Cependant, il est certain que le granite à biotite rose (mpPcan1) du batholite de la région de Wacouno (partie sud du feuillet 22P12) coupe le gneiss œillé. De plus, le gneiss œillé est probablement plus ancien que les roches intrusives gabbroïques et anorthositiques de la Suite anorthositique de Fournier. Le gneiss œillé représente probablement une étape parmi plusieurs dans la formation des plus anciennes roches granitiques qui, en quelques endroits, semblent être du granite intrusif recristallisé et très déformé, en d’autres, des roches sédimentaires granitisées. Il semble être intimement associé au granite gneissique dans le temps, dans l’espace et quant au mode de formation.

La roche est rose avec des teintes grises et à grain moyen à grossier (Blais, 1960). Elle a une texture saccharoïdale prononcée et un rubanement gneissique généralement bien développé. Les yeux sont constitués d’un seul cristal de feldspath potassique rose ou d’agrégats de feldspaths et de quartz allongés parallèlement au rubanement. Le diamètre de ces yeux varie d’un 0,5 à 4 cm. Les plans de macles des cristaux de feldspath sont habituellement parallèles au plan de rubanement. Dans la plupart des roches, particulièrement là où le rubanement est mal défini, les grands axes des cristaux de feldspaths sont parallèles et les yeux forment une grande partie de la roche. Lorsque les yeux sont constitués d’un cristal entier de feldspath rose, la roche est bien rubanée et les yeux se présentent comme des porphyroblastes qui se seraient développés durant ou après la recristallisation. Le faciès de gneiss œillé à porphyroblastes s’est probablement formé par l’injection d’un fluide granitique dans des schistes d’origine sédimentaire. Le gneiss œillé peu rubané et la variété montrant une excellente linéation minérale semblent s’être formés par écrasement et recristallisation d’un granite à hornblende et biotite plus ancien, d’origine intrusive ou métasomatique.

En lame mince, le gneiss œillé révèle une texture granoblastique nette (Blais, 1960). Les phénocristaux ou porphyroblastes de feldspath et les petites lentilles de quartz sont emballés dans une matrice saccharoïdale dont les grains mesurent ~1 mm. La roche renferme du plagioclase (25 %), du feldspath potassique (42 %), du quartz (20 %), de la hornblende (4 %) et de la biotite (4 %). Elle contient également de la magnétite, de la pyrite, de la titanite, de l’allanite, de l’apatite, du zircon et des produits d’altération du plagioclase. La composition du plagioclase varie de An₁₆ à An₂₇, avec une moyenne de An₂₂ (oligoclase). Les grains de plagioclase montrent des bordures de réaction et d’intercroissances vermiculaires de quartz. Le seul feldspath potassique présent est une perthite transparente à microcline. Les caractéristiques texturales indiquent que le microcline s’est substitué au plagioclase. Le quartz se présente sous la forme de lenticules parallèles au rubanement gneissique et de petits grains intercalés entre les cristaux de feldspath. La hornblende apparaît sous la forme de grains xénomorphes généralement associés aux paillettes verdâtres ou brun rougeâtre de biotite.

Complexe de Canatiche 2d (mpPcan2d) : Gneiss granitique ou migmatite

Une zone de gneiss granitique mal définie d’une largeur de ~60 m marque le passage graduel entre les bandes de paragneiss typiques de la région (feuillet 22P05) et les gneiss mixtes (migmatites) ou entre les gneiss mixtes en contact avec de grandes masses de granite gneissique (mpPcan2a) ou de gneiss œillé (mpPcan2c) (Blais, 1960). Le gneiss granitique est à grain fin ou moyen (1 mm en moyenne), gris rosâtre et l’altération lui donne une patine gris blanchâtre. Il est caractérisé par un fin rubanement où de minces couches de biotite et de hornblende alternent régulièrement avec d’autres bandes minces de matériel quartzo-feldspathique. En lame mince, les constituants essentiels sont le plagioclase (31 %), le microcline et la perthite (36 %), le quartz (22 %) ainsi que la hornblende et la biotite (8 %). Le reste de la roche est constitué de minéraux accessoires (magnétite, apatite, titanite et zircon) et de produits d’altération du plagioclase (saussurite). Le plagioclase de cette roche, de composition An₁₈, montre des couronnes réactionnelles et des intercroissances myrmékitiques avec des vermicules de quartz. Les minéraux accessoires se confinent habituellement aux minces bandes de biotite et de hornblende. Bien que le gneiss granitique ait la composition typique d’un granite, des caractères structuraux et texturaux indiquent que cette roche est une migmatite (Blais, 1960). Le passage graduel parfait du paragneiss au gneiss granitique laisse croire que ce dernier serait un paragneiss granitisé.

Complexe de Canatiche 3 (mpPcan3) : Anorthosite et leuconorite

Un cortège de roches anorthositiques (mpPcan3), de leucogabbro (mpPcan3a) et de gabbro (mpPcan3b) affleurent au travers des roches granitiques (mpPcan1 et mpPcan2) du Complexe de Canatiche (Chevé et al., 2001). L’anorthosite est une roche grossière à très grossière, structurée par un enchevêtrement serré de plagioclases hypidiomorphes et finement maclés. Par endroits, ces cristaux montrent, à leur périphérie, des évidences de granulation protoclastique restaurée en un assemblage de petits grains polygonaux et isométriques de plagioclase. De la hornblende verte, quelques lamelles de biotite brune et des grains de minéraux opaques et d’apatite occupent les interstices de cette trame. La rétromorphose conduit au remplacement partiel ou total des minéraux ferromagnésiens par la chlorite, la clinozoïsite, l’épidote et la titanite, alors que s’amorce une damouritisation plus ou moins intense du plagioclase protérogène. Aucune relique d’orthopyroxène ou de clinopyroxène n’a été observée dans les lames minces étudiées. La minéralogie suggère ainsi que ces roches ont été métamorphisées au faciès des amphibolites, puis rétrogradées au faciès des schistes verts.

La leuconorite est décrite uniquement en affleurements de géofiche. La roche est généralement de granulométrie moyenne à très grossière et saccharoïdale, par endroits foliée. Elle est composée de plagioclase, d’orthopyroxène, de clinopyroxène et, localement, de hornblende, de sulfures et de magnétite. La leuconorite contient communément des enclaves et/ou des dykes d’amphibolite à hornblende et biotite ainsi que, par endoits, des enclaves de pegmatite granitique.

Complexe de Canatiche 3a (mpPcan3a) : Leucogabbro

Le leucogabbro (mpPcan3a) présente les mêmes caractéristiques texturales et minéralogiques que l’anorthosite (mpPcan3); il n’en diffère que par l’abondance des minéraux ferromagnésiens (Chevé et al., 2001). Parmi ces minéraux, la biotite est celle dont l’abondance croît le plus significativement à la transition anorthosite-leucogabbro.

Complexe de Canatiche 3b (mpPcan3b) : Gabbro

Mis à part l’abondance des minéraux ferromagnésiens et une granulométrie moins grossière, le gabbro de l’unité mpPcan3b ne diffère du leucogabbro (mpPcan3a) que par la présence de clinopyroxène (Chevé et al., 2001). L’enrichissement relatif en biotite aux dépens de la hornblende présente, dans tous les cas, une corrélation directe avec l’abondance totale de minéraux ferromagnésiens. Les altérations rétrogrades sont de même nature que celles observées dans l’anorthosite (mpPcan3) et le leucogabbro.

Complexe de Canatiche 4 (mpPcan4) : Gneiss à biotite, gneiss felsique

Une grande variété de roches gneissiques (mpPcan4), non granitiques, a été cartographiée au travers des différents faciès de granite de l’unité mpPcan1 du Complexe de Canatiche (Chevé et al., 2001). Malgré leur diversité, elles n’en représentent qu’une faible partie. La plupart apparaissent en effet comme des lentilles peu épaisses et d’extension longitudinale limitée. Les gneiss regroupés dans l’unité mpPcan4 offrent une très grande diversité en affleurements et en lames minces. Tous sont foliés, mais pas nécessairement caractérisés par un rubanement clairement défini. Métaquartzite, méta-arénite quartzeuse ou méta-arénite arkosique sont les termes les plus appropriés pour définir les roches massives foliées et à grain fin englobées dans l’unité mpPcan4. Une texture lépidogranoblastique engageant essentiellement du quartz et de la biotite, quelques lamelles de muscovite et des grains de hornblende les caractérisent. Quelques grains de plagioclase et/ou de microcline s’associent à la composante quartzique granoblastique dans les faciès « arénitiques », alors que parallèlement se développent des phénoblastes de muscovite. Une minéralogie accessoire disséminée et à grain fin à très fin complète la paragenèse de ces roches. Elle est composée, par ordre d’importance décroissante, de minéraux opaques, de titanite, d’apatite ainsi que de traces d’allanite, de zircon détritique et de tourmaline.

Les faciès rubanés de gneiss quartzo-feldspathique montrent les mêmes caractéristiques et la même diversité mégascopique que ceux des complexes de Manitou ou de Magpie (Chevé et al., 2001). Soulignons simplement que la minéralogie des bandes et des niveaux mafiques présente une paragenèse métamorphique à biotite et/ou hornblende dominante accompagnée de proportions variables de minéraux opaques, de titanite, d’apatite, de zircon et, localement, de grenat. Le rétrométamorphisme a déstabilisé à des degrés divers la biotite, la hornblende et le grenat et a conduit au développement de proportions variables de chlorite, d’épidote, de carbonate et de granules de minéraux subopaques aux dépens de ces minéraux.

Complexe de Canatiche 5 (mpPcan5) : Métagabbro et amphibolite

Les roches mafiques regroupées dans l’unité mpPcan5 forment des corps lenticulaires d’extension kilométrique qui soulignent ou révèlent localement le patron structural interne du Complexe de Canatiche (Chevé et al., 2001). Leur disparité ne permet pas d’entrevoir de continuité entre elles. Le métagabbro est constitué principalement de plagioclase et de pyroxène complètement transformé en amphibole (Chevé et al., 2001). Des reliques de texture ophitique sont encore bien visibles. La hornblende forme des cristaux pœcilitiques à globules de quartz. Les autres composantes minéralogiques sont la biotite, le grenat, l’apatite, le zircon, la titanite et des grains de minéraux opaques. La biotite et la titanite abondent localement dans la roche. La titanite forme généralement une couronne autour des minéraux opaques. Les minéraux d’altération sont la séricite et l’épidote. De fines aiguilles de séricite se forment aux dépens du plagioclase, tandis que l’épidote se développe au détriment des minéraux ferromagnésiens. Le métagabbro peut être déformé et ainsi évoluer vers une amphibolite. Dans ce cas, les minéraux ferromagnésiens montrent une orientation préférentielle qui définit la foliation minérale. L’intensité de la déformation produit une recristallisation du plagioclase en petits cristaux polygonaux.

Complexe de Canatiche 6 (mpPcan6) : Roches calcosilicatées

Quelques pointements de roches calcosilicatées (sens large), massives, foliées ou rubanées, forment de petits corps lenticulaires isolés dans les assises granitiques du Complexe de Canatiche (Chevé et al., 2001). Ces roches sont en étroite association avec des niveaux de gabbro et d’amphibolite (mpPcan5), eux même enserrés dans les unités granitiques (mpPcan1 et mpPcan2) du complexe. Le pôle carbonaté est représenté par un calcaire cristallin à grain moyen à grossier, friable et de teinte claire, blanchâtre à beige. En lame mince, la roche est composée d’un assemblage simple de carbonate et, en moindre proportion, de scapolite, de diopside et de quelques lamelles de phlogopite engagés dans une texture granoblastique interlobée. Les faciès moins purs ont une paragenèse plus diversifiée à carbonate, plagioclase, quartz, hornblende pœcilitique, épidote, titanite et minéraux opaques. Le pôle calcosilicaté est, quant à lui, composé presque exclusivement d’un feutrage de trémolite au travers duquel se logent quelques grains de diopside et du carbonate. Quelques niveaux métriques de formation de fer à magnétite (mpPcan6a) s’intercalent dans ces roches.

Complexe de Canatiche 6a (mpPcan6a) : Formation de fer rubanée à magnétite

La formation de fer comme telle (mpPcan6a) se présente en une alternance de rubans et de bandes millimétriques à centimétriques de magnétite et de bandes plus épaisses, centimétriques à décimétriques, de roches calcosilicatées (mpPcan6) (Chevé et al., 2001). De l’olivine communément serpentinisée complète l’assemblage minéralogique de ces roches, autant dans les bandes de magnétite que dans la trame des bandes silicatées à trémolite-diopside.

Complexe de Canatiche 7 (mpPcan7) : Roches métasomatiques à magnétite

L’unité mpPcan7 apparaît comme une formation de fer de remplissage hydrothermal sur la carte de Chevé et al. (2001), mais elle n’est pas décrite dans le rapport accompagnant cette carte. Plusieurs zones minéralisées sont associées à cette unité et, selon leurs descriptions et celles des affleurements de géofiche et les zones minéralisées, il s’agirait de roches métasomatiques à magnétite. La roche minéralisée est une magnétitite massive (formation de fer), rubanée, composée de magnétite, fluorine, apatite, biotite, titanite, allanite, sulfures, grenat et quartz ou est formée d’un stockwerk de veines de magnétite massive et d’une zone quartzifère enrichie en chalcopyrite. Nous référons le lecteur aux fiches de zone minéralisée et aux travaux de Clark (2003) pour une description plus détaillée de la minéralisation.

Le protolite, du leucogranite plus ou moins mylonitisé ou du gneiss quartzo-feldspathique (mpPcan2), a été remplacé métasomatiquement et épisodiquement par un cortège de minéraux d’origine hydrothermale. Ces minéraux comprennent la magnétite, la fluorine, l’apatite, la chalcopyrite, la pyrite, la pyrrhotite, la biotite, le quartz, la titanite, et l’allanite et d’autres minéraux porteurs de terres rares. La zone minéralisée de Kwyjibo est localement silicifiée. Le quartz forme des lentilles, gris vitreux, auxquelles sont associés des amas de chalcopyrite et des bandes millimétriques à centimétriques riches en chalcopyrite accompagnée de quelques cubes de pyrite. Ici et là, la roche altérée contient des porphyroblastes d’albite, témoins d’une faible altération sodique tardive. À la zone minéralisée de Grabuge, l’altération du leucogranite prend la forme de veines de magnétite-sulfures et de veines de quartz-pyrite-chalcopyrite en stockwerk. Les premières veines coupent uniquement le leucogranite, tandis que les veines de quartz-sulfures coupent les veines précédentes et le leucogranite.

Dans la majorité des zones minéralisées, l’altération a permis la cristallisation de silicates calciques et de phosphates calciques comme la hornblende, le clinopyroxène, la titanite et l’apatite (Clark, 2003). L’épidote est un minéral d’altération présent par endroits dans les encaissants. Étant donné que des roches calcosilicatées et du marbre (mpPcan6) sont présents ici et là dans la région, il est possible que, par endroits, un remplacement métasomatique de roches calcareuses ait pu se produire. Toutefois, nous considérons que la majorité des roches à magnétite-silicates calciques-apatite de la région sont le résultat d’une altération de protolites ignés quartzo-feldspathiques par des fluides riches en Fe, Ca et P.

À l’intérieur d’un rayon de quelques kilomètres autour des indices du secteur de Kwyjibo, les encaissants granitiques sont par endroits altérés en magnétite (Clark, 2003). Cette altération se présente sous la forme de disséminations, qui donnent une couleur grise aux lamines ou aux rubans d’épaisseur millimétrique à centimétrique. De plus, des rubans millimétriques ou des veines centimétriques à décimétriques de magnétite massive sont présentes par endroits. Le rapport K₂O/Na₂O très élevé de certains leucogranites pourrait être le résultat d’une altération potassique. À la zone minéralisée Josette, ainsi qu’à d’autres zones minéralisées avoisinantes mais non directement encaissées dans l’unité mpPcan7, des niveaux centimétriques à métriques de schiste à biotite sont intercalés avec les roches riches en magnétite. À la zone minéralisée de Josette, la biotite est accompagnée de fluorine, d’apatite et de minéraux radioactifs. Ces schistes pourraient représenter des zones d’altération métasomatique et de cisaillement. L’albitisation du leucogranite est généralement une altération tardive et de faible intensité.

Épaisseur et distribution

De forme irrégulière faisant penser à une pince, le Complexe de Canatiche est globalement orienté NE-SW sur ~150 km. Occupant principalement le quart SW du feuillet 22P, il s’étend vers l’ouest dans le feuillet 22O01, vers l’est jusqu’au feuillet 22P07 et vers le NE jusqu’aux feuillets 23A03 et 23A02.

Datation

La datation Pb-Pb sur zircons de deux échantillons de granite (mpPcan1) a livré des âges de cristallisation à 1181 +3/-2 et 1175 ±4 Ma (Chevé et al., 2001; Wodicka et al., 2003). La datation sur titanites de ces échantillons a par ailleurs donné des âges de 981 ±3 et 982 ±13 Ma qui reflètent soit un âge de refroidissement, soit une remise à zéro du système U-Pb ou encore une nouvelle croissance cristalline de titanite à la suite d’un événement thermique, magmatique ou métamorphique tardigrenvillien enregistré par le granite. Gauthier et al. (2004) ont effectué des datations Pb-Pb sur zircons et titanites des zones minéralisées de Josette et de Grabuge et ont obtenu différents âges de cristallisation de la magnétitite et une gamme d’âges hérités.

Relations stratigraphiques

L’intrusion de plutons de granitoïdes dans le Complexe de Canatiche représente un événement magmatique grenvillien précoce (Gobeil et al., 2003a). À l’est, les assises granitiques du complexe sont en interdigitation avec le Gabbro de Baune (Chevé et al., 2001). Les relations d’âge avec ce dernier demeurent incertaines (Chevé et al., 2001; Gobeil et al., 2003a). Cependant, à cause de l’association spatiale étroite qui existe entre les roches granitiques du Complexe de Canatiche (datées de 1181 à 1175 Ma) et le Gabbro de Baune et de leur mise en place dans un même environnement géotectonique, il est possible que ces deux ensembles aient des liens pétrogénétiques (Gobeil et al., 2003a). En effet, les roches granitiques du Complexe de Canatiche ont une signature géochimique de granite intraplaque, alors que le Gabbro de Baune a une signature de basalte intraplaque. Tous les deux apparaissent cependant comme les éléments d’un « substratum » sur lequel ont chevauché le leucogabbro grenatifère et l’anorthosite gneissique de la Suite anorthositique de Havre-Saint-Pierre, à l’est (Chevé et al., 2001). Le Complexe de Canatiche est coupé par la Suite anorthositique de Fournier au NE. Au sud, il est localement en contact faillé avec le Complexe de Manitou (1168 à 1143 Ma). Sur tout son flanc ouest, il est en contact avec des unités indifférenciées gneissiques et migmatitiques. 

Paléontologie

Ne s’applique pas.

Références

Publications accessibles dans SIGÉOM Examine

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