Dans sa cartographie détaillée de la région des baies des Ha! Ha! et des Moutons (partie est du feuillet SNRC 12J14, feuillet 12O02 et partie est du feuillet 12O07), Davies (1963, 1965a-b) définit, sans les nommer, plusieurs unités gneissiques et amphibolitiques (voir tableau ci-dessous). Dans les feuillets 12P06 et 12P11, à l'extrémité orientale du Québec, ainsi qu'au Labrador, Bostock et al. (1983) font référence à ces roches sous le vocable de « complexe gneissique du socle ». Ces roches métamorphiques grenvilliennes sont reconnues dans les travaux de cartographie subséquents du Ministère et de la Commission géologique de Terre-Neuve-et-Labrador, qui s'étendent vers le nord jusqu'à la frontière avec le Labrador (Avramtchev, 1984; Lavergne, 1986; Gower et al., 1993, 1994, 1997; Nadeau et Perreault, 1998; Gower, 1998, 1999, 2000, 2001; Jobin et Bilodeau, 2001; Verpaelst et Jobin, 2001a-b; Heaman et al., 2004; voir tableau ci-dessous).

Le « Complexe gneissique de Saint-Augustin » est officiellement introduit par Perreault et Heaman (2003) pour regrouper les unités gneissiques et les bandes de roches supracrustales (correspondant aux ensembles d'âges « I » et « II » de Lavergne, 1986) de l'extrémité orientale de la Province de Grenville. Le nom est simplifié pour Complexe de Saint-Augustin dans les cartes de compilation du Ministère des feuillets 12J, 12O, 12P, 13A et 13B (Madore, 2004, 2005; Madore et Perreault, 2005a-aa, 2006a-b). Le complexe est alors subdivisé en huit unités informelles sur la base des travaux de Davies (1963, 1965a-b) et de Lavergne (1986) (voir tableau ci-dessous). Dans les cartes plus récentes de la Commission géologique de Terre-Neuve-et-Labrador, différentes unités sont précisées, particulièrement plus au nord dans la zone frontalière litigieuse entre les deux provinces, mais la terminologie du Complexe de Saint-Augustin n'est pas utilisée (Gower, 2010a-d). Dans le cadre de la rédaction de cette fiche stratigraphique, la cartographie de cette région a été révisée et une neuvième unité a été définie sur la base des travaux de Gower (2010a-d). Le nom fait référence à la rivière Saint-Augustin, qui s'écoule depuis la frontière avec le Labrador (feuillet 13B11) jusqu'à la baie des Ha! Ha! (feuillet 12O02).

Le Complexe de Saint-Augustin est formé principalement de gneiss granitique à biotite et de gneiss tonalitique à biotite (gneiss gris), tous deux des orthogneiss, ainsi que de gneiss quartzo-feldspathique gris à biotite et de gneiss granulitique (mpPaug4 à mpPaug7) (Lavergne, 1986; Perreault et Heaman, 2003). Toutes ces unités peuvent contenir des faciès à hornblende. Ces gneiss sont associés à des bandes de roches supracrustales de dimensions très variées, constituées principalement de paragneiss (mpPaug1 et mpPaug2). Ces unités sont très déformées et généralement migmatitisées à divers degrés. Des dykes déformés d'amphibolite, de métagabbro (mpPaug3) et de granite rose, pegmatitique par endroits, peuvent aussi être observés au sein de ces roches. Des unités de granite, de granodiorite et de monzonite (mpPaug8), ainsi que de syénite, de syénite à feldspath alcalin et de syénite quartzifère (mpPaug9), recristallisées et foliées à gneissiques, complètent l'ensemble lithologique du Complexe de Saint-Augustin.

Le paragneiss (mpPaug1 et mpPaug2) se distingue de l'orthogneiss (mpPaug3 à mpPaug7) par la très grande hétérogénéité et par la présence d'une stratification marquée par des variations progressives de composition et de couleur (Lavergne, 1986). La plupart des contacts observés entre l'orthogneiss (mpPaug5 et mpPaug6) et les autres gneiss (mpPaug1 à mpPaug4) sont concordants. Cependant, la présence de nombreuses enclaves de roches gneissiques des unités mpPaug1 à mpPaug4 dans l'orthogneiss suggère une relation intrusive entre les deux ensembles. Dans la majorité des cas, la gneissosité (foliation) est parallèle à la stratification. Des cas de foliation oblique par rapport à la stratification sont toutefois observés. Le paragneiss comprend une multitude de lithologies, dont le quartzite (mpPaug2), le gneiss pélitique et les roches calcosilicatées (mpPaug1). Plusieurs lithologies sont communément présentes sur un même affleurement.

Cinq bandes principales de roches supracrustales (mpPaug1 et mpPaug2), d'épaisseur kilométrique, sont observées à l'intérieur du Complexe de Saint-Augustin (Perreault et Heaman, 2003). Des bandes de roches supracrustales de moindre importance ont aussi été identifiées un peu partout dans le complexe gneissique. Les roches supracrustales sont constituées principalement de paragneiss quartzo-feldspathique à biotite, de paragneiss alumineux à grenat, à sillimanite et localement à cordiérite, de paragneiss graphiteux, de quartzite, de gneiss quartzeux et, par endroits, de gneiss granulitique (Lavergne, 1986; Perreault et Heaman, 2003). Des unités d'épaisseur centimétrique à métrique de marbre calcaire et dolomitique, avec ou sans olivine et clinohumite, et de roches calcosilicatées à diopside et scapolite, avec ou sans amphiboles (hornblende, actinote, trémolite, cummingtonite), ont été cartographiées par endroits (Davies, 1963; Bourne et al., 1978; Lavergne, 1986; Perreault et Martignole, 1988). Les roches métasédimentaires sont interstratifiées avec des niveaux d'amphibolite et injectées de dykes déformés d'amphibolite, de métagabbro et de pegmatite (Perreault et Heaman, 2003). Les roches carbonatées et calcosilicatées disparaissent vers l'est, alors que la proportion des unités quartzitiques, pélitiques et graphiteuses augmente. Ainsi, la bande la plus à l'est (feuillets 12P06 et 12P11) est constituée principalement de niveaux de gneiss quartzo-feldspathique à biotite, avec des niveaux de quartzite, de gneiss quartzitique et, par endroits, des bandes métriques de gneiss pélitique et de gneiss graphiteux.

Toutes les unités sont généralement migmatitisées et le leucosome constitue de 20 à 40 % de la roche (Perreault et Heaman, 2003). Les séquences de roches supracrustales peuvent contenir de la diatexite à trame de paragneiss. Localement, le gneiss pélitique forme des enclaves métriques flottant dans une matrice granitique à grain grossier. Par endroits, la diatexite devient pegmatitique et peut contenir jusqu'à 20 % de cordiérite avec du grenat et de l'hercynite (Perreault et Martignole, 1988). Ces roches sont généralement rubanées et présentent une apparence très hétérogène. Dans les bandes de roches supracrustales situées à l'ouest de la rivière Saint-Augustin, les niveaux carbonatés sont généralement très déformés et présentent des structures d'interférence complexes et très bien développées.

Complexe de Saint-Augustin 1 (mpPaug1) : Paragneiss alumineux à biotite et grenat ± sillimanite ± cordiérite; localement quartzite, marbre, roches calcosilicatées et amphibolite

Les roches considérées comme dérivées d'un protolite sédimentaire (mpPaug1) sont divisées en trois grands types : un gneiss pélitique à semi-pélitique à sillimanite et/ou cordiérite, un gneiss « atypique » riche en quartz et/ou feldspath potassique et une diatexite métasédimentaire (Lavergne, 1986; Gower, 2000). Le gneiss pélitique est riche en quartz et contient de la sillimanite et/ou de la cordiérite, ainsi que de la biotite et du grenat. Le gneiss semi-pélitique contient également de la biotite et du grenat, mais le quartz n'en constitue pas le minéral dominant (Lavergne, 1986). Ces deux types de roches sont interstratifiés à une échelle plus ou moins fine et ne sont pas différenciés en carte. Ils sont bien rubanés (Lavergne, 1986; Gower, 2000). Des roches psammitiques et du matériel pegmatitique diatexitique riche en quartz leur sont associés. En affleurement, la roche est blanche à gris foncé à rosée. Certaines variétés riches en pyrite montrent une teinte rouille caractéristique en surface altérée. Le degré de migmatitisation est intense. La roche, localement porphyroblastique, est constituée de cristaux de granulométrie variant de fine à grossière. L'abondance de la biotite confère à la roche un débit schisteux (Lavergne, 1986). La faible résistance à l'érosion des roches pélitiques et semi-pélitiques est probablement responsable, du moins en partie, de l'apparente disproportion volumétrique entre le paragneiss et l'orthogneiss (mpPaug5 et mpPaug6).

Les roches pélitiques et semi-pélitiques ont une microtexture granoblastique foliée ou lépidoblastique hétérogranulaire (Lavergne, 1986). Les minéraux quartzo-feldspathiques, présents en proportions très variables, sont le microcline, le plagioclase et le quartz. Le microcline est microperthitique ou mésoperthitique. Il forme des grains xénomorphes lobés, de granulométrie variable, dont le diamètre moyen avoisine 1,2 mm. Les cristaux présentent communément une couronne discontinue de plagioclase myrmékitique. Le plagioclase est de l'oligoclase calcique (An_23-35) dans le gneiss pélitique, et de l'andésine sodique (An_30-35) dans le gneiss semi-pélitique. Il est par endroits micro-antiperthitique. La forme et la taille des grains sont semblables à celles du microcline. La présence de myrmékites au contact du microcline est commune. Le quartz forme des plages amiboïdes à extinction ondulante. Les grains, de taille très variable, atteignent communément plusieurs millimètres. Les plages de quartz tendent à être allongées parallèlement à la foliation du gneiss.

L'indice de coloration des roches pélitiques et semi-pélitiques varie grandement, allant d'une proportion de minéraux ferromagnésiens faible à >75 % (Lavergne, 1986). Des valeurs de l'ordre de 40 à 50 % sont communes. Cet indice tend à être plus élevé dans les roches pélitiques que dans les roches semi-pélitiques. La biotite et le grenat sont présents dans les deux types de roches, tandis que la sillimanite et la cordiérite se trouvent seulement dans les roches pélitiques. La magnétite et l'hercynite sont des minéraux accessoires communs. Les minéraux ferromagnésiens forment des rubans ou des agrégats lenticulaires composites. La biotite est en grains idiomorphes formant des agrégats, à pléochroïsme prononcé, allant de brun clair à brun rougeâtre foncé, et contenant communément des micro-inclusions de sillimanite. L'alignement des cristaux de biotite crée une foliation. Le grenat est de type almandin rosé. Il montre deux habitus différents, soit de petits cristaux idiomorphes sans inclusions, dont la taille est de ∼1 mm, soit des cristaux pœciloblastiques post-tectoniques, dont la taille varie du millimètre au centimètre. La forme des grains est très variable. Elle est communément subarrondie, mais le grenat forme par endroits de véritables rubans pœciloblastiques très allongés, englobant des cristaux préalablement orientés de sillimanite, de quartz et, dans de rares cas, de biotite. Des grenats pœciloblastiques sont également présents dans certains leucosomes de migmatite. Ce double habitus correspond vraisemblablement à deux générations distinctes de grenat : la première génération est prétectonique, alors que la seconde est post-tectonique.

La sillimanite forme des gerbes de cristaux aciculaires idiomorphes à section losangique (Lavergne, 1986). En général, son orientation définit une linéation minérale essentiellement parallèle à un axe de crénulation de la foliation du gneiss. Les gerbes de sillimanite sont localement entourées d'un mince halo de quartz. Le diamètre des sections en losange est généralement de <0,2 mm, mais peut atteindre 1 mm dans certains cas. La cordiérite est généralement difficile à déceler sur le terrain, mais sa présence est généralisée en lame mince. Elle montre une croissance systématiquement post-tectonique et se présente sous deux habitus. Un premier type forme des plages xénomorphes pœciloblastiques englobant des inclusions de sillimanite, de quartz, de biotite et, localement, d'hercynite. Ces plages sont allongées dans le plan de foliation du gneiss. Leur croissance tardive est mise en évidence par la fabrique prononcée de leurs inclusions et par une croissance secondaire sur les cristaux de mélanosome précoce. La taille de ces plages de cordiérite varie de submillimétrique à centimétrique. Le second type de cordiérite forme des porphyroblastes hypidiomorphes millimétriques à centimétriques au sein de mobilisats autochtones. La plupart des cristaux sont exempts d'inclusions, mais certains contiennent des inclusions résorbées de quartz, de sillimanite et de biotite, donnant à la roche une texture pœciloblastique. En affleurement, cette cordiérite est facilement identifiable par sa couleur bleu foncé caractéristique. Les cristaux de cordiérite forment localement des agrégats au sein de halos de quartz et de plagioclase antiperthitique, ce qui confère à la roche un aspect tacheté.

L'unité mpPaug1 comprend également un faciès non individualisé à l'échelle de la carte de paragneiss à biotite et hornblende (Lavergne, 1986). Ces roches sont extrêmement hétérogènes. Sur le terrain, elles sont associées à d'autres types de paragneiss et plus spécialement au gneiss pélitique. Le paragneiss à biotite et à hornblende se distingue de l'orthogneiss de composition similaire (mpPaug4 et mpPaug7) par la présence d'un rubanement, par son hétérogénéité et par un indice de coloration généralement plus élevé. En affleurement, il est gris foncé à gris rosé. Sa résistance à l'érosion varie de moyenne à bonne. La roche présente une microtexture granoblastique hétérogranulaire. Les grains, de granulométrie moyenne, ont des bordures lobées. La minéralogie de ce gneiss comprend des proportions variables de quartz, de plagioclase, de microcline, de biotite et de hornblende. La titanite et la magnétite sont des minéraux accessoires communs. L'augite et l'hypersthène sont présents sous forme de surcroissances secondaires sur la hornblende et la biotite.

Un affleurement de gneiss granitique anormalement riche en quartz et en biotite, gris à teinte orangée en surface altérée, à grain moyen et bien rubané, est également interprété comme pouvant dériver d’un protolite sédimentaire (arénacé), en raison de sa proximité (2 km) avec un gneiss pélitique à sillimanite (Gower, 2000). Quatre affleurements de gneiss qualifiés d’« anormaux » sont considérés comme tels en raison de leur caractère atypique dans leur contexte géologique, étant entourés de granite folié, plutôt que parce qu’ils représenteraient des lithologies fondamentalement distinctes. L’étude de lames minces colorées appuie l’hypothèse d’une origine sédimentaire, notamment en raison de leur contenu anormalement élevé en quartz et/ou biotite ainsi que de la présence de niveaux nettement définis de feldspath de compositions différentes.

Le gneiss calcosilicaté constitue une lithologie relativement rare sur le terrain, où il est généralement associé à des unités de gneiss mafique (mpPaug3) ou de quartzite (mpPaug2) ainsi qu’à des lentilles de marbre (Lavergne, 1986). Il forme des bandes d’épaisseur limitée (quelques mètres tout au plus), insuffisante pour permettre leur cartographie individuelle. La roche est facilement identifiable grâce à sa couleur vert olive et à son aspect rubané. La transition graduelle entre les roches calcosilicatées, le marbre et certains gneiss mafiques suggère une origine sédimentaire commune pour ces trois types de lithologies. La roche présente une microtexture granoblastique inéquigranulaire à grains polygonaux de taille moyenne (∼0,3 mm). Les grains présentent des bordures droites et des jonctions triples à ∼120°, caractéristiques d’un arrangement polygonal. La composition minéralogique comprend, par ordre d’abondance, la scapolite, le diopside, l’anorthite, la calcite, la trémolite, la titanite et la pyrite. La scapolite forme des porphyroblastes de 1 à 1,5 mm de diamètre. La biréfringence élevée de cette dernière suggère une composition proche de celle de la méionite. La pyrite forme des grains cubiques disséminés, intergranulaires ou en inclusions partielles dans d’autres minéraux. Sa distribution parallèle au rubanement suggère une origine probablement synsédimentaire, la minéralisation étant interprétée comme prémétamorphique.

Complexe de Saint-Augustin 2 (mpPaug2) : Quartzite, paragneiss quartzitique et paragneiss arkosique, à feldspath ± biotite ± muscovite ± grenat ± sillimanite

L'unité mpPaug2 comprend du quartzite, ainsi que des paragneiss quartzitique et arkosique (Lavergne, 1986). Le quartzite contient >90 % de quartz, le paragneiss quartzitique en contient 50 à 90 %, tandis que le paragneiss arkosique correspond à une roche quartzo-feldspathique ultraleucocrate associée à ces lithologies. Ces roches présentent une forte résistance à l'érosion et forment des reliefs positifs sur le terrain. L'épaisseur du quartzite varie de quelques mètres à plusieurs centaines de mètres. Il est par endroits très pur et homogène, mais contient généralement des lentilles impures qui définissent la stratification. Les micas présents dans ces lentilles soulignent la foliation, laquelle est parallèle à la stratification. Des lentilles submétriques de quartzite sont également interstratifiées avec les paragneiss pélitiques et semi-pélitiques (mpPaug1).

Le quartzite est à grain grossier et blanc à rosé, tant en surface fraiche qu’en surface altérée (Lavergne, 1986). Le quartz en constitue le minéral essentiel; il forme des cristaux amiboïdes grossiers, fortement orientés. Cette fabrique est difficilement observable en affleurement, mais très évidente en lame mince. La taille des grains de quartz atteint communément quelques centimètres, bien qu’elle soit généralement millimétrique. Les contacts entre les grains sont caractérisés par des jonctions triples à 120°, formant un arrangement polygonal. Les grains montrent une extinction ondulante. La présence de dislocations intragranulaires et de sous-grains est limitée. Les minéraux accessoires communs sont le microcline, le plagioclase, la biotite, le grenat et la sillimanite. Leur taille est nettement plus fine que celle du quartz, étant généralement millimétrique à submillimétrique.

Le paragneiss quartzitique et le paragneiss arkosique présentent une granulométrie moyenne à grossière; la taille des grains tend à augmenter avec la proportion de quartz (Lavergne, 1986). La microtexture est granoblastique hétérogranulaire. Ces roches sont constituées principalement de quartz et de proportions variables de microcline, de plagioclase, de biotite et de grenat. Le quartz forme des plages amiboïdes allongées. Le microcline et le plagioclase prennent la forme de cristaux xénomorphes à bordures lobées. Le microcline est microperthitique, tandis que le plagioclase est myrmékitique au contact du microcline. Les minéraux ferromagnésiens, soit la biotite et le grenat, se présentent sous forme de cristaux isolés ou d’agrégats composites aplatis.

Complexe de Saint-Augustin 3 (mpPaug3) : Roches mafiques métamorphisées, amphibolite et gneiss mafique

L'unité mpPaug3 est constituée de roches mafiques métamorphisées, d'amphibolite et de gneiss mafique (Madore, 2004, 2005; Madore et Perreault, 2005a-aa, 2006a-b). Sur le terrain, le gneiss mafique forme des bandes d'épaisseur métrique à hectométrique; les bandes homogènes sont généralement plus épaisses que les bandes hétérogènes (Lavergne, 1986). Leur résistance à l'érosion est faible et leurs zones d'affleurement sont marquées par un relief négatif. La roche est noire ou verdâtre en surface fraiche et brun verdâtre en surface altérée. À plusieurs endroits, le gneiss mafique est associé aux unités de paragneiss, dont le gneiss calcosilicaté et le quartzite (mpPaug1 et mpPaug2). Le gneiss mafique interstratifié montre un rubanement interne et des contacts graduels avec les autres unités. Ailleurs, il est plus homogène et présente des contacts francs avec les roches adjacentes. Ces relations suggèrent que le gneiss mafique ne constitue pas un ensemble homogène et qu'il pourrait avoir une origine multiple. Les bandes hétérogènes rubanées sont vraisemblablement, du moins en partie, des roches métasédimentaires dérivées de protolites mafiques. On peut interpréter les bandes homogènes comme des roches ignées métamorphisées dérivées de filons-couches ou de coulées volcaniques mafiques, mises en place au sein des roches sédimentaires pendant ou peu après leur sédimentation.

Le gneiss mafique montre une texture granoblastique ou nématoblastique subéquigranulaire (Lavergne, 1986). La fabrique métamorphique est bien développée et les textures ignées primaires ne sont pas préservées. Les grains, de taille moyenne (0,7 à 1 mm), sont subpolygonaux à lobés. La minéralogie comprend principalement le plagioclase (andésine calcique), la hornblende, l'augite et l'hypersthène. La biotite, la magnétite et la titanite sont des minéraux accessoires. L'indice de coloration varie de 40 à 90 %.

Un corps de roches mafiques métamorphisées d’orientation NW, de ∼15 km de longueur et 2 km de largeur, est présent dans la région de la rivière Saint-Paul (coin SW du feuillet 13A; Gower et al., 1993). Le corps originel est préservé sous forme de reliques discontinues, déformées et métamorphisées, sans réelle continuité entre les affleurements individuels. La roche est blanche, grise, brune ou noire en surface altérée, à grain moyen à grossier et massive à fortement foliée. Les compositions sont variées et incluent des roches ultramafiques, de la gabbronorite et ses variétés leucocrates, ainsi que du monzogabbro. Par endroits, la leucogabbronorite et le monzogabbro ont préservé des minéraux et des textures primaires, comme le litage magmatique et des textures de cumulats, ainsi que des indices de mélange hétérogène de magmas. Généralement, ces roches ont été fortement recristallisées en amphibolite leucocrate à mélanocrate hétérogène. Le gradient métamorphique a été suffisant pour permettre le développement local de faibles proportions de leucosome. Du grenat est observé par endroits; il est partiellement rétrogradé et généralement d’un diamètre de <3 mm. Dans les faciès ultramafiques, les textures primaires sont rarement conservées, les roches étant plutôt intensément à totalement recristallisées et composées quasi exclusivement de hornblende, avec une proportion mineure de biotite. Les roches mafiques sont coupées par des veines granitiques plus jeunes.

Complexe de Saint-Augustin 4 (mpPaug4) : Gneiss quartzo-feldspathique à orthopyroxène, clinopyroxène, hornblende et biotite

Le gneiss quartzo-feldspathique hétérogène à orthopyroxène, clinopyroxène, hornblende et biotite (ou orthogneiss charnockitique) se caractérise par la teinte verdâtre du feldspath et par la présence de clinopyroxène et/ou d'orthopyroxène comme phases ferromagnésiennes, généralement préservées sous forme de reliques cristallines (Lavergne, 1986). Cette lithologie est présente partout dans le complexe, bien que son abondance relative varie considérablement. Elle est particulièrement bien représentée dans le secteur de la baie des Ha! Ha! (coin SW du feuillet 12O02), où elle se présente principalement en bandes d'épaisseur hectométrique à kilométrique. En affleurement, le gneiss quartzo-feldspathique se caractérise par une couleur verdâtre en surface fraiche et par la présence commune d'une couche d'altération brunâtre à rouille plus ou moins épaisse. Sa composition est très homogène à l'échelle de l'affleurement, mais de légères variations peuvent être observées à plus grande échelle. La roche est leucocrate, rubanée et à grain moyen. L'indice de coloration est de <10 % dans la plupart des cas, mais des variétés plus mafiques sont présentes localement. La roche montre une faible résistance à l'érosion.

Le gneiss quartzo-feldspathique montre une microtexture granoblastique hétérogranulaire (Lavergne, 1986). La taille des grains varie de fine à moyenne et les bordures sont lobées à courbes. La minéralogie comprend essentiellement du microcline microperthitique ou mésoperthitique, du plagioclase (oligoclase ou andésine sodique : An₂₂ à An₄₂, moyenne de An₃₂; Davies, 1968) et du quartz. Le plagioclase est myrmékitique au contact du microcline. Les minéraux ferromagnésiens comprennent des pyroxènes (orthopyroxène et/ou clinopyroxène), de la hornblende et de la biotite. Une rétromorphose sélective, partielle ou totale du clinopyroxène en hornblende, quartz et biotite est commune. Les plages d'orthopyroxène sont communément remplacées, en tout ou en partie, par un assemblage rétrograde de biotite brune et de quartz à texture symplectique. L'apatite, la titanite et les minéraux opaques constituent des minéraux accessoires communs.

Complexe de Saint-Augustin 5 (mpPaug5) : Gneiss tonalitique et granodioritique à biotite et hornblende ± clinopyroxène

Le gneiss tonalitique (mpPaug5), ou gneiss gris, est homogène, à grain moyen, gris clair à gris sombre en surface fraiche et principalement gris rosé en surface altérée (Lavergne, 1986). Son homogénéité compositionnelle est remarquable; il forme des faciès monotones d'épaisseur kilométrique et présente une forte résistance à l'érosion. Il est intensément migmatitisé et la présence abondante de leucosome stromatitique confère à la roche un aspect rubané. Cette dernière est leucocrate, l'indice de coloration variant de 5 à 20 %. La roche est constituée principalement de plagioclase et de quartz, le feldspath alcalin n'étant présent qu'en proportion mineure. Les minéraux ferromagnésiens sont la biotite, la hornblende et, plus rarement, le clinopyroxène.

Le gneiss tonalitique présente une microtexture granoblastique hétérogranulaire à bordures de grains interlobées (Lavergne, 1986). La foliation est définie par l'orientation préférentielle des minéraux ferromagnésiens et par un léger étirement des plages de quartz. Le plagioclase est de l'oligoclase calcique et sa composition varie peu (An_25-30). Il est communément antiperthitique. Les exsolutions de feldspath potassique y prennent la forme de chapelets grossièrement rectangulaires. La taille moyenne des grains de plagioclase est de ∼1 mm, alors que les exsolutions de feldspath potassique ont un diamètre <0,05 mm. Le quartz forme des plages amiboïdes millimétriques, vaguement allongées dans le plan de la foliation. Le feldspath potassique est principalement présent dans le mobilisat, où il constitue la phase dominante. Dans le paléosome, il est généralement présent sous forme d'exsolutions dans le plagioclase. Il forme localement des grains xénomorphes individualisés d'un diamètre moyen de 0,8 mm. Il est microperthitique et montre occasionnellement le quadrillage caractéristique du microcline.

La biotite forme des feuillets hypidiomorphes, isolés ou agglomérés, dont le diamètre moyen est de l'ordre de 1 à 1,2 mm (Lavergne, 1986). Son pléochroïsme varie du vert brun clair au brun rougeâtre foncé. La hornblende verte forme des cristaux xénomorphes dont le diamètre moyen est de ∼1 mm. Ses teintes de pléochroïsme varient du vert jaunâtre au vert olive. Le clinopyroxène, lorsqu'il est présent, forme des cristaux xénomorphes submillimétriques, isolés ou en surcroissance sur les cristaux de hornblende. Il présente une faible biréfringence dans des teintes brun rosé. Une pseudomorphose réciproque entre la biotite et la hornblende, avec continuité des repères cristallins d'un minéral à l'autre, est communément observée. Une association symplectique de biotite et de quartz remplace localement la hornblende ou le clinopyroxène. Les minéraux accessoires communs sont la magnétite, la titanite et l'apatite. La chlorite, la séricite et l'actinote sont présentes comme minéraux d'altération.

La distinction entre le gneiss granitique (mpPaug6) et le gneiss granodioritique (mpPaug5) est quelque peu arbitraire, puisqu'un continuum pétrographique existe entre les deux (Gower, 2000). Les couleurs d'altération dominantes sont le rose et le gris, bien que certains affleurements présentent des teintes blanches, crème, rouges ou orangées. À cet égard, le gneiss granodioritique ne se distingue pas nettement du gneiss granitique; toutefois, les teintes grises sont beaucoup plus communes, reflétant une plus faible proportion de feldspath potassique. Cette observation est corroborée par la coloration des feldspaths. La granulométrie varie de moyenne à grossière et la roche est intensément recristallisée, généralement bien rubanée et d'apparence hétérogène. Du matériel granitique (sensu stricto) se présente sous la forme de microgranite et de pegmatite, soit en niveaux, ségrégations et lentilles concordants, soit en veines irrégulières et discordantes. Le principal minéral ferromagnésien est la biotite, accompagnée localement de hornblende et, plus rarement, de grenat. Sur certains affleurements, le gneiss granodioritique forme des niveaux concordants avec le gneiss granitique et présente un contraste lithologique suffisant pour suggérer qu'il pourrait s'agir de deux types de roches distincts.

Complexe de Saint-Augustin 6 (mpPaug6) : Gneiss granitique à biotite et hornblende ± clinopyroxène; enclaves de paragneiss

Le gneiss granitique est le type d'orthogneiss le plus répandu dans le Complexe de Saint-Augustin. Il est leucocrate, rose en surface fraiche et principalement rose, rose pâle, crème ou gris en surface altérée, bien que des teintes blanches, orangées ou rouges soient observées localement (Lavergne, 1986; Gower, 2000). La recristallisation est complète. La roche est typiquement de granulométrie moyenne à grossière, plus rarement fine à moyenne, et exceptionnellement pegmatitique. Son trait caractéristique est un rubanement bien développé, défini à la fois par des variations granulométriques et par une hétérogénéité compositionnelle (Lavergne, 1986; Gower et al., 1993; Gower, 2000). Le rubanement compositionnel varie de faible et diffus à marqué et continu. Il s'exprime par des plaques riches en biotite, des niveaux minces (2 à 4 mm) et diffus riches en biotite ou en hornblende, du leucosome quartzo-feldspathique ainsi que des lentilles ou bandes dioritiques ou amphibolitiques de 1 à 2 m de largeur (Gower et al., 1993; Gower, 2000). Des niveaux pegmatitiques concordants, de 1 à 3 cm de largeur, accentuent également le rubanement. La présence de feldspaths porphyroblastiques et de minces boudins lenticulaires de leucosome confère localement au gneiss un aspect œillé (Lavergne, 1986). La résistance à l'érosion de la roche est très bonne.

Les contacts entre le gneiss granitique et les autres gneiss du complexe sont apparemment concordants (Lavergne, 1986). Des enclaves de paragneiss (mpPaug1 et mpPaug2) et de gneiss charnockitique (mpPaug4 et mpPaug7) sont communément observées dans le gneiss granitique rubané (mpPaug6). Avec le gneiss tonalitique (mpPaug5), les contacts sont généralement graduels. Ces relations suggèrent que le gneiss granitique rubané dérive à la fois du gneiss charnockitique recristallisé (mpPaug4 et mpPaug7) et, en partie, de roches intrusives mises en place au sein des roches métasédimentaires (mpPaug1 et mpPaug2), comme l'indique la présence d'enclaves. Quant à la relation entre le gneiss tonalitique (mpPaug5) et le gneiss granitique rubané, la présence de contacts graduels et l'absence réciproque d'enclaves d'un type de gneiss dans l'autre suggèrent une origine commune et une mise en place plus ou moins contemporaine. Il convient également de noter que les relations chronostratigraphiques observées pour ces deux lithologies sont essentiellement équivalentes.

Le gneiss granitique rubané montre une microtexture granoblastique hétérogranulaire à bordures de grains courbes ou interlobées (Lavergne, 1986). La minéralogie est dominée par le quartz, le feldspath potassique et le plagioclase (Lavergne, 1986; Gower et al., 1993). L'indice de coloration est de <10 %; les minéraux ferromagnésiens sont la biotite, communément chloritisée, la hornblende verte et, plus rarement, le clinopyroxène. Ces minéraux se présentent sous forme de cristaux isolés ou d'agrégats polycristallins aplatis (Lavergne, 1986). L'allongement de ces agrégats et des cristaux individuels définit la foliation du gneiss.

Le feldspath potassique est un microcline microperthitique ou mésoperthitique (Lavergne, 1986). Le quadrillage caractéristique de la double macle péricline-albite y est plus ou moins bien développé. Le microcline forme des grains xénomorphes à bordures lobées, d'un diamètre moyen de ∼1,5 mm. Le plagioclase est de l'oligoclase (An_12-26). Il forme des grains xénomorphes à bordures lobées d'un diamètre moyen de ∼1 mm, et présente des myrmékites au contact du feldspath potassique. Le quartz forme des plages amiboïdes à extinction ondulante qui tendent à être allongées parallèlement à la gneissosité. La biotite forme des feuillets hypidiomorphes de dimensions submillimétriques à millimétriques. Son pléochroïsme varie du beige doré au brun rougeâtre foncé. Localement, la hornblende est partiellement pseudomorphosée par la biotite. Elle forme des grains xénomorphes à hypidiomorphes dont les dimensions sont généralement de <2 mm. Le pléochroïsme de la hornblende est prononcé et varie du vert doré au vert bleuté foncé. Le clinopyroxène est relativement rare et forme des cristaux xénomorphes isolés de dimension submillimétrique. Ces cristaux sont limpides, gris verdâtre pâle et exempts d'inclusions. Les minéraux accessoires communs sont la magnétite, la titanite, l'apatite et le zircon. Les minéraux d'altération comprennent l'épidote, la chlorite, l'actinote et la séricite.

Complexe de Saint-Augustin 7 (mpPaug7) : Gneiss granitique à orthopyroxène, clinopyroxène, biotite et hornblende

Le gneiss granitique à orthopyroxène, clinopyroxène, biotite et hornblende de l'unité mpPaug7 est distinct du gneiss quartzo-feldspathique hétérogène à orthopyroxène, clinopyroxène, hornblende et biotite de l'unité mpPaug4 dans les cartes de compilation du Ministère (Madore et Perreault, 2005a-aa, 2006a-b). Toutefois, dans les travaux de cartographie détaillée de Lavergne (1986), ces deux unités sont considérées comme appartenant au gneiss charnockitique.

Complexe de Saint-Augustin 8 (mpPaug8) : Granite, granodiorite et monzonite, foliés à gneissiques, à biotite ± hornblende

La majorité des roches de l'unité mpPaug8 présentent la composition du granite rose, de la granodiorite grise ou de la monzonite quartzifère (Davies, 1965b; Lavergne, 1986). Les différentes lithologies ne peuvent être facilement distinguées sur le terrain, les transitions étant graduelles (Davies, 1965b). Les granitoïdes sont à grain grossier et à texture porphyroïde (Lavergne, 1986). Ils sont constitués de phénocristaux centimétriques de microcline dans une matrice grenue à grain moyen à grossier. Ils présentent un degré élevé de protoclase ou de cataclase et, en lame mince, une microtexture en mortier ou protoclastique. Le développement de ces textures s’accompagne quasi systématiquement d’une forte orientation préférentielle des phénocristaux de microcline et des rubans de quartz (Davies, 1965b; Lavergne, 1986). Ces orientations définissent des patrons parallèles aux contacts des massifs près de leurs bordures, et se complexifient vers leur cœur. Les enclaves de gneiss présentes à l’intérieur du massif sont allongées parallèlement à la foliation définie par les phénocristaux (Lavergne, 1986). En bordure du massif, les enclaves de gneiss sont localement fortement contournées et la foliation des phénocristaux du granitoïde est fortement oblique par rapport à la gneissosité des enclaves.

Les phénocristaux de microcline, de quelques centimètres, constituent de 20 à 50 % du volume total de la roche et présentent généralement leurs grands axes allongés parallèlement les uns aux autres. Leurs bordures sont fortement granoblastisées et partiellement ou totalement recristallisées sous forme d’agrégats de grains polygonaux de microcline et de plagioclase myrmékitiques. Les phénocristaux montrent partout la macle simple de Carlsbad. La trace irrégulière de cette macle est orientée selon l’allongement du cristal et présente des dislocations. Dans les roches les plus déformées, des chapelets de néoblastes sont recristallisés le long du plan de macle. Le cœur de ces phénocristaux est microperthitique. Les exsolutions de plagioclase y prennent la forme de gouttelettes ou de taches. La granodiorite présente de gros phénocristaux de plagioclase gris, mais ceux-ci ne sont pas aussi abondants que les phénocristaux de feldspath potassique dans le granite (Davies, 1965b). 

La matrice des granitoïdes porphyroïdes est grenue et de granulométrie moyenne à grossière (Davies, 1965b; Lavergne, 1986). Elle est constituée principalement de cristaux xénomorphes de quartz, de plagioclase et de feldspath potassique en proportions variables, accompagnés de minéraux ferromagnésiens et opaques. Le plagioclase est de l'oligoclase et sa taille varie de 0,1 à 5 mm (Lavergne, 1986). Les grains recristallisés de petite taille sont polygonaux à bordures droites, alors que les grains plus grossiers sont xénomorphes à bordures lobées. Le quartz forme des plages amiboïdes de plusieurs centimètres de diamètre. L'allongement de ces plages est parallèle à celui des feldspaths. Les minéraux ferromagnésiens forment des agrégats de cristaux ou des lentilles allongées. Les assemblages suivants sont observés : biotite seule, biotite et hornblende, biotite et muscovite (Davies, 1965b; Lavergne, 1986). Dans toutes les roches, la titanite, le zircon, l'apatite et la magnétite sont présents en proportions accessoires (Lavergne, 1986). La biotite est hypidiomorphe à idiomorphe et fortement colorée en brun à vert-brun. Elle est communément interfoliée avec la chlorite. La hornblende verte est hypidiomorphe à xénomorphe et communément pseudomorphosée par la biotite ou la chlorite. La muscovite forme des feuillets isolés ou interfoliés avec la biotite. Une autre variété de muscovite, probablement secondaire (séricite), forme des surcroissances à grain fin sur les cristaux de plagioclase. La présence de muscovite primaire dans certains de ces granitoïdes suggère qu'ils sont en partie dérivés de séquences métasédimentaires, correspondant à des « granites de type S ».

Complexe de Saint-Augustin 9 (mpPaug9) : Syénite, syénite à feldspath alcalin et syénite quartzifère, recristallisées, légèrement à fortement foliées

L'unité mpPaug9 est constituée de syénite, de syénite à feldspath alcalin et de syénite quartzifère (Gower et al., 1993; Gower, 2010a-d). Les roches sont à grain fin, complètement recristallisées et assez homogènes (Gower et al., 1993). Elles sont extrêmement potassiques (communément >95 % de feldspath potassique), ne contiennent communément pas de quartz, mais seulement des minéraux ferromagnésiens et opaques accessoires. Le quartz occasionnel se présente sous la forme d'un minéral allotriomorphe interstitiel, de grains sphériques ressemblant à des amygdales, de grains idiomorphes ressemblant à des phénocristaux et d'éclats aplatis. Les minéraux ferromagnésiens sont l'amphibole, la biotite et le pyroxène (localement en tant que cœurs de l'amphibole), se présentant sous une forme interstitielle ou de traînées et lentilles étroites. Le grenat est un minéral additionnel rare, mais, dans des cas exceptionnels, constitue jusqu'à 3 % de la roche et forme des cristaux idiomorphes d'un diamètre de ≤10 cm.

La fabrique s’est développée de façon variable; par endroits, les roches sont homogènes et ne montrent pas d’orientation préférentielle des minéraux, tandis qu’ailleurs, elles sont modérément à fortement foliées (Gower et al., 1993). Une fabrique gneissique affecte la roche de manière subtile par endroits, le rubanement étant défini par des variations granulométriques ou minéralogiques, par des grains de quartz aplatis ou par des traînées de minéraux ferromagnésiens, notamment la hornblende. Une proportion mineure des roches syénitiques est massive à faiblement foliée, partiellement recristallisée et à grain moyen à grossier, avec des grains de feldspath potassique de ≤2 cm de longueur présentant une texture perthitique relique. Sur quelques affleurements, on observe une transition entre une roche massive à grain grossier et une roche équivalente déformée à grain fin. Une syénite montre un litage grossier, possiblement d’origine magmatique. Une texture distincte en « dallage irrégulier » est relativement commune dans les roches syénitiques, bien qu’elle ne soit visible qu'aux endroits où la roche a subi une altération du feldspath. Des joints ramifiés irréguliers (∼1 mm de largeur) de minéraux quartzo-feldspathiques (albite et quartz?) granuleux séparent les domaines riches en feldspath potassique; ceux-ci sont interprétés comme résultant d’un phénomène d’exsolution tardive, postérieur au pic de déformation.