Historique

Description

Formation de Katsao 1 (pPka1) : Gneiss à biotite, migmatisé

Le gneiss (considéré comme du paragneiss par Perreault, 1994) à biotite migmatisé est une métatexite dont le paléosome est un gneiss à quartz, plagioclase, biotite et, par endroits, à microcline (Phillips, 1959; Clarke, 1962, 1965, 1967; Franconi et al., 1971, 1975; Perreault, 1994). Il forme des affleurements relativement plats, brunâtres à grisâtres avec des niveaux roses (s’il y a présence de microcline) à blancs. Il contient des rubans d’épaisseur centimétrique à décimétrique de quartz et plagioclase. Ces rubans sont par endroits discontinus et la ségrégation minéralogique prend la forme de lentilles felsiques déformées ou de mouchetures mafiques plutôt que de bandes (Phillips, 1959; Sinclair, 1961; Clarke, 1961, 1965, 1967; Perreault, 1994). La texture générale est à grain moyen à grossier, hétéroblastique à lépidoblastique, ou localement porphyroblastique à porphyroblastes de plagioclase et de microcline (équivalent de pPka5) (Phillips, 1959; Clarke, 1962, 1965, 1967; Perreault, 1994). Un degré plus élevé de migmatitisation (ségrégation) s’accompagne généralement de grains plus grossiers et de texture plus plissotée (Phillips, 1959; Clarke, 1965). L’ensemble du gneiss de cette unité est migmatisé à des degrés variables pouvant aller jusqu’à la granitisation complète de la roche; le pourcentage de mobilisat est de plus très variable (Franconi et al., 1971, 1975). Cependant, le rubanement du gneiss est généralement mieux développé près des autres formations métasédimentaires du Groupe de Gagnon que plus profondément dans la section (Clarke, 1961). Ce rubanement, parallèle aux contacts des unités sédimentaires, représente peut-être des plans de stratification originaux ou encore le résultat d’une déformation. Localement, une variété de gneiss lité à grain fin présente des structures entrecroisées et des évidences de granoclassement (Franconi et al., 1971, 1975), suggérant une origine sédimentaire. Cette variété est coupée par de minces injections de pegmatite.

De façon générale, le gneiss à biotite migmatisé typique est composé de 40 à 60 % de plagioclase (∼An28), 0 à 12 % de microcline, 18 à 28 % de quartz, 17 à 30 % de biotite, laquelle peut être chloritisée, ≤5 % de hornblende, ≤5 % de grenat et ≤2 % d’épidote (Phillips, 1959; Clarke, 1961, 1962, 1965, 1967; Franconi et al., 1971, 1975). Il contient également des traces de muscovite, de pyrite, d’apatite, de zircon et de titanite (Clarke, 1967; Franconi et al., 1971, 1975). Le plagioclase est en général uniformément maclé et par endroits légèrement antiperthitique (Clarke, 1967). Le quartz a une extinction ondulante et nombre de grains de quartz sont traversés par des plans de minuscules inclusions. La biotite est généralement brune ou olive et prend la forme de paillettes hypidiomorphes inclinées par rapport à la foliation (Clarke, 1961, 1967). L’altération en chlorite est commune. Les minéraux accessoires communs sont l’épidote avec noyaux d’allanite, l’apatite, le zircon et la pyrite. Les roches sont communément affectées par du cisaillement et de l’altération, notamment l’ajout de potassium (Clarke, 1967). Dans ces roches, le plagioclase est séricitisé et en partie remplacé par du microcline. La biotite est froissée et altérée en chlorite et en titanite. Franconi et al. (1971, 1975) ont individualisé et décrit trois groupes de gneiss sur la base de variations dans le pourcentage des éléments leucocrates : le Groupe I est riche en plagioclase et pauvre en feldspath potassique; le Groupe II est riche en feldspath potassique et quartz, mais dominé par le plagioclase; et le Groupe III, plus restreint, est riche en quartz.

Plus en détail, le paléosome de la métatexite forme des bancs dont l’épaisseur varie de 10 cm à >1 m (Franconi et al., 1971, 1975; Perreault, 1994). Il est composé de plages déformées de quartz et de plagioclase, par endroits porphyroblastiques, et de <10 % de microcline (Clarke, 1962, 1967; Franconi et al., 1971, 1975; Perreault, 1994). La biotite, idioblastique et verte à brun-vert, localement brune, forme des rubans millimétriques dans le paléosome. Son alignement plus ou moins continu définit la foliation dans le paloésome (Clarke, 1962, 1963, 1965, 1967; Perreault, 1994). Le mélanosome, de 1 à 3 mm d’épaisseur, est discontinu et composé de biotite (Franconi et al., 1971, 1975; Perreault, 1994). Les minéraux accessoires sont l’ilménite, la magnétite, la pyrite, le rutile, le zircon et l’apatite (Perreault, 1994). Le leucosome, qui constitue 10 à 40 % de la roche, forme des veines d’épaisseur centimétrique à décimétrique concordantes à la foliation (Clarke, 1962, 1967; Franconi et al., 1971, 1975; Perreault, 1994). Le contact entre le paléosome et le leucosome est généralement diffus (Perreault, 1994). Le leucosome est de composition granodioritique, localement granitique (Franconi et al., 1971, 1975), et contient du quartz, du plagioclase et du microcline grossiers ou en porphyroblastes (Perreault, 1994). Les minéraux accessoires sont la biotite, la magnétite, le zircon et l’apatite.

Le gneiss à biotite est interstratifié avec des niveaux d’épaisseur centimétrique à métrique de gneiss porphyroblastique à biotite et à porphyroblastes de grenat (Perreault, 1994). Il est également interstratifié avec des niveaux métriques de gneiss quartzo-feldspathique pauvre en biotite ou avec du (para)gneiss et du schiste à biotite et muscovite. Le paragneiss à grenat forme des niveaux distincts (<15 %) dans le (para)gneiss à biotite, dont la composition minéralogique et les textures sont similaires (Perreault, 1994). Le grenat rose forme des porphyroblastes dont la dimension varie de 5 à 25 mm (Phillips, 1959; Clarke, 1967; Perreault, 1994). En lame mince, le grenat présente des contours irréguliers avec des golfes remplis de quartz et de biotite (Clarke, 1967; Perreault, 1994). Certains porphyroblastes sont pœciloblastiques avec des inclusions de quartz, de biotite, de plagioclase et d’ilménite. Les porphyroblastes sont en général syn-cinématiques à tardi-cinématiques par rapport à la foliation régionale (Perreault, 1994). Les minéraux accessoires observés sont l’ilménite, la pyrite, le zircon et l’apatite. Les minéraux rétrogrades observés sont la chlorite, la séricite, l’épidote et l’hématite dans des craquelures.

Le paragneiss à muscovite forme des niveaux d’épaisseur décimétrique à décamétrique dans le (para)gneiss à biotite (Perreault, 1994). Certains niveaux riches en muscovite ont une texture schisteuse et des crénulations sont très bien développées. La roche est blanche en surface fraiche et grise en surface altérée. Elle est composée de quartz, de plagioclase, de muscovite et de biotite. Le grenat est localement présent. La texture varie de granoblastique à lépidoblastique selon la proportion de muscovite. Les feuillets de muscovite sont en général orientés suivant la foliation principale. Dans les zones fortement crénelées, la muscovite montre des évidences de croissance tardi-cinématique. Les minéraux accessoires sont la tourmaline, l’apatite et le zircon. Le paragneiss à muscovite montre une excellente gneissosité, alors que la stratification sédimentaire est transposée dans la foliation régionale. Les niveaux à muscovite ne contiennent pas de microcline.

Des niveaux lenticulaires (1 à 3 m) de roches calcosilicatées composées de diopside, de plagioclase, de quartz et de scapolite sont par endroits observés (Perreault, 1994). Ces roches ont un aspect rubané et contiennent communément des bandes monominéraliques centimétriques de diopside. Des enclaves, des lentilles et des niveaux d’épaisseur centimétrique à métrique d’amphibolite vert foncé, à grain moyen ou grossier, sont également présents dans le gneiss à biotite ± muscovite (Phillips, 1959; Sinclair, 1961; Perreault, 1994). Les principaux minéraux sont la hornblende, la biotite et le plagioclase (Sinclair, 1961; Perreault, 1994). Le grenat est communément observé, ainsi qu’une proportion mineure de calcite (Sinclair, 1961). L’espacement variable de ces enclaves et ces lentilles d’amphibolite le long de niveaux spécifiques concordants avec la foliation du gneiss indique qu’elles étaient litées à l’origine et plus anciennes que le métamorphisme régional (Phillips, 1959; Sinclair, 1961).

Formation de Katsao 2 (pPka2) : Gneiss à hornblende ± biotite ± épidote, migmatisé

Le gneiss migmatisé riche en hornblende ressemble en tous points au faciès de gneiss riche en biotite (pPka1), sauf qu’il est plus riche en minéraux ferromagnésiens (Clarke, 1962, 1967). Il forme communément des bandes d’une largeur de ~800 m dans ce dernier (Clarke, 1961, 1967; Sinclair, 1961). Il est gris, à patine d’altération rouille et à grain grossier. Le gneiss migmatisé riche en hornblende contient communément des bandes de 0,6 à 1,2 cm à quartz-plagioclase blanc alternant avec des bandes dans lesquelles des paillettes de 2 mm de biotite noire sont mélangées dans une proportion de 1 pour 2 avec du quartz et du feldspath (Clarke, 1960, 1961, 1962, 1963). Il est plus intensément déformé et réorganisé que le gneiss homogène (pPka4) vers lequel il passe en approchant le haut de la séquence. Tous les degrés existent entre un gneiss à hornblende rubané et une roche granodioritique gneissique, dans laquelle les minéraux ferromagnésiens forment des mouchetures de 2 à 4 mm plutôt que des bandes (Clarke, 1961, 1962, 1967). À l’instar du gneiss à biotite migmatisé (pPka1), le rubanement du gneiss à hornblende est généralement mieux développé près des faciès métasédimentaires constituant les autres formations du Groupe de Gagnon que plus profondément dans la section (Clarke, 1961). Ce rubanement, parallèle aux contacts des roches métasédimentaires, représente peut-être des plans de stratification originaux ou encore le résultat d’une déformation. En certains endroits, le gneiss est imprégné de liquide anatectique riche en feldspath potassique et de quartz, formant une migmatite rubanée qui passe localement à un gneiss granitique (Clarke, 1960). Les masses de ce gneiss granitique sont généralement concordantes, mais des filonnets coupent la fabrique dominante. Le gneiss migmatisé de l’unité pPka2 contient également des lits concordants d’amphibolite verte qui ont généralement <30 cm d’épaisseur (Phillips, 1959; Clarke, 1960).

La composition minéralogique moyenne du gneiss à hornblende migmatisé est la suivante : 44 à 60 % de plagioclase (An_15-31), proportion variable de microcline (≤10 %), 11 à 27 % de quartz, 6 à 16 % de biotite, 6 à 25 % de hornblende, 1 à 9 % d’épidote, ≤1 % de titanite et, enfin, du grenat, de la muscovite, de la pyrite et du zircon en proportions moindres (Phillips, 1959; Clarke, 1960, 1961, 1963, 1967). Presque tous les grains de quartz possèdent une extinction ondulante et forment des lentilles de 0,5 à 1 mm de longueur constituées de plusieurs grains (Clarke, 1963, 1967). Le plagioclase est localement partiellement altéré en séricite ou en microcline et contient communément des inclusions de biotite, de séricite et de clinozoïsite. Le microcline montre un développement bien visible de macles en treillis. La biotite est principalement brune à brun olive et est localement chloritisée (Phillips, 1959; Clarke, 1963, 1967). La hornblende est pléochroïque jaune-vert à vert à vert foncé ou vert bleuâtre. Elle est par endroits pœcilitique et partiellement remplacée par la biotite et l’épidote, la chlorite ou la titanite. L’échantillon le moins métamorphisé contient de l’augite ou du diopside vert clair (Clarke, 1963). La titanite et l’épidote idiomorphes accompagnent généralement les minéraux ferromagnésiens (Clarke, 1967). L’épidote présente communément des noyaux d’allanite. Le gneiss migmatisé riche en hornblende présente des effets d’altération plus développés que le gneiss homogène (pPka4) (Clarke, 1963). De plus, il montre une composition plus primaire que le gneiss homogène et représente probablement un niveau plus profond dans la séquence gneissique.

Formation de Katsao 3 (pPka3) : Gneiss homogène à biotite ± graphite

L’unité pPka3 est constituée de gneiss homogène à biotite, localement graphitique (Sinclair, 1961; Clarke, 1961, 1962, 1967; Nadeau et Gobeil, 1997b; Nadeau et al., 1997a-b, 1998e). Le gneiss homogène montre une fabrique plane, contrairement au gneiss migmatisé (pPka1), dont la foliation est contournée et localement plissée (Clarke, 1967; Franconi et al., 1971, 1975). Le gneiss homogène à biotite typique est généralement gris clair, à grain moyen à grossier et à texture granoblastique (Franconi et al., 1971, 1975). La biotite est le principal minéral ferromagnésien et se trouve en général sous la forme de fines paillettes distribuées uniformément dans toute la roche dans un plan unique, ce qui donne à la roche une bonne fissilité (Clarke, 1967; Franconi et al., 1971, 1975). En lame mince, la roche apparaît fraîche et non altérée, les minéraux sont limpides et généralement exempts d’altération (Clarke, 1967). Le plagioclase est uniformément maclé et non altéré, alors que le microcline est rare. Le quartz est généralement limpide, mais celui-ci montre par endroits un léger étirement. La biotite est hypidiomorphe, brune et rarement chloritisée. La hornblende est de teinte variable, mais communément pléochroïque jaune-brun à vert à vert bleuâtre. Elle est généralement altérée par le quartz et le feldspath. La plupart des roches contiennent de l’épidote idiomorphe avec noyaux d’allanite, tandis que le grenat et la muscovite sont rares. Le gneiss homogène à biotite typique contient 49 à 58 % de plagioclase (An_25-31), 16 à 26 % de quartz, 13 à 23 % de biotite brun pâle, ≤5 % de hornblende, ≤15 % de microcline, ainsi que des traces de pyrite, d’épidote, d’apatite et de zircon (Clarke, 1961, 1967).

Le gneiss homogène passe graduellement au gneiss migmatisé qui montre une bonne ségrégation (pPka1) (Clarke, 1962; Franconi et al., 1971, 1975). La transition, observée à maints endroits sur une distance de ∼30 m, s’explique par une migration du quartz et du feldspath et doit probablement être d’origine métamorphique plutôt que stratigraphique. Le gneiss homogène ne montre pas de rubanement attribuable aux minéraux, mais il possède généralement une bonne foliation causée par l’orientation parallèle des feuillets de biotite (Clarke, 1961, 1962; Franconi et al., 1971, 1975). Il tend à devenir à grain plus fin et à s’altérer plus facilement que le gneiss migmatisé (pPka1). Sa composition minéralogique se rapproche de celle du gneiss migmatisé avec une meilleure répartition du grenat et la présence de muscovite à certains endroits. La texture plus uniforme, le peu d’étirement dans le quartz et la chloritisation de la biotite, en comparaison du gneiss migmatisé, sont probablement le résultat d’une déformation moins intense au cours de la cristallisation (Clarke, 1967). Localement, le gneiss homogène à biotite est graphitique et développe une altération rouille (Sinclair, 1961; Clarke, 1962, 1967).

Formation de Katsao 4 (pPka4) : Gneiss homogène à hornblende

L’unité pPka4 est formée de gneiss homogène à hornblende (Clarke, 1961, 1962, 1967; Nadeau et al., 1997a-b). La roche est grise, à grain moyen et montre une texture généralement homogène (Clarke, 1963). Ce gneiss ressemble au gneiss homogène à biotite (pPka3) au niveau de la texture, mais sa composition est plus variable (Clarke, 1967). En général, il est plus riche en minéraux ferromagnésiens, particulièrement la hornblende et le grenat. En lame mince, le gneiss homogène à hornblende typique est composé de 21 à 59 % de plagioclase (An_20-34), ≤17 % de microcline, 11 à 34 % de quartz, 9 à 21 % de biotite, 3 à 11 % de hornblende, 4 à 11 % de muscovite, 2 à 6 % de grenat ainsi que de proportions mineures d’épidote, d’apatite, de zircon et de pyrite (Clarke, 1963, 1967). Les minéraux sont généralement exempts d’inclusions ou d’altérations (Clarke, 1963). Le plagioclase est frais et uniformément maclé, le microcline présente un patron de macle grossier. Les grains de quartz sont clairs et sans déformation; ils peuvent être allongés parallèlement à la foliation. La biotite est brune à brun olive ou rouge-brun et généralement disposée parallèlement à la foliation (Clarke, 1963, 1967). La hornblende est généralement pléochroïque de jaune vert à bleu vert. La hornblende et le grenat sont tous deux corrodés par du quartz et du feldspath xénomorphes (Clarke, 1967). La muscovite forme de grandes taches irrégulières qui semblent remplacer le plagioclase (Clarke, 1963). De l’épidote idiomorphe avec des cœurs d’allanite croit près de la biotite (Clarke, 1963, 1967).

Tout comme le gneiss homogène à biotite (pPka3), le gneiss homogène à hornblende passe graduellement au gneiss migmatisé contenant de la hornblende (pPka2) (Clarke, 1962, 1963; Franconi et al., 1971, 1975).

 Formation de Katsao 5 (pPka5) : Gneiss porphyroblastique ou gloméroporphyroblastique, gneiss rubané

Du gneiss porphyroblastique (gloméroporphyroblastique) à rubané est individualisé en carte dans les feuillets 23B06 et 23B07 (Clarke, 1961, 1962, 1967; Nadeau et al., 1997a-b). Dans la partie supérieure de la séquence de gneiss homogène à biotite (pPka3), plusieurs lits sont caractérisés par des bandes felsiques de 0,6 à 1,2 cm d’épaisseur dans une matrice homogène de quartz, feldspath et biotite (Clarke, 1962). La matrice peut également contenir du grenat et de la hornblende ou de la muscovite. Par endroits, la roche contient seulement des porphyroblastes de quartz et de feldspath au lieu de bandes felsique continues et organisées, mais quelle que soit la forme des ségrégations felsiques, elles ont une bordure de biotite (Clarke, 1961, 1962, 1967). Ce gneiss rubané constitue un niveau près des roches métasédimentaires (Formation de Nault, Groupe de Gagnon) (Clarke, 1962).

Formation de Katsao 6 (pPka6) : Schiste à quartz, feldspath, biotite ± hornblende, localement porphyroblastique

L’unité pPka6 est constituée de schiste à quartz, feldspath, biotite ± hornblende (Nadeau et Gobeil, 1997a; Nadeau et al., 1998f, h, i), localement porphyroblastique (feuillet 23B14; Clarke, 1960, 1963). Le schiste porphyroblastique est à grain grossier et caractérisé par des amas/agrégats de feldspath et de quartz ou de quartz seul dans une matrice de biotite noire brillante et de muscovite (Clarke, 1960, 1963). Dans la plupart des cas, le schiste est extrêmement plissoté, les micas sont crénelés, et le quartz peut être étiré en fines lentilles contournées. Par endroits, les amas felsiques deviennent si abondants que la roche prend l’aspect d’un conglomérat métamorphisé, mais ces amas résultent probablement d’une ségrégation métamorphique.

La composition minéralogique de cinq lames minces est de 21 à 41 % de plagioclase (An_15-25), 18 à 39 % de quartz, 12 à 26 % de biotite, 6 à 14 % de muscovite, 2 à 6 % d’épidote, jusqu’à 15 % de microcline dans un échantillon ainsi que des proportions mineures d’apatite et d’oxydes (Clarke, 1963). La biotite et la muscovite brun-rouge sont pliées autour de porphyroblastes de quartz clair et de plagioclase remplis de petites inclusions d’épidote et de biotite. Le quartz et le feldspath fins ont cristallisé dans les ombres de pression près des grains grossiers. Le schiste porphyroblastique contient un peu moins de feldspath et plus de mica que le gneiss à hornblende encaissant (pPka2).

Formation de Katsao 7 (pPka7) : Schiste à grenat

L’unité pPka7 consiste en un niveau (3,5 km sur <400 m) de schiste à grenat à l’intérieur du gneiss à hornblende migmatisé (pPka2), au SE de Fermont (coin SE du feuillet 23B14; Clarke, 1960, 1963; Nadeau et al., 1998h). Il s’agit d’une roche riche en biotite et en hornblende, constellée de grenat rouge dont le diamètre peut atteindre 2,5 cm (Clarke, 1960, 1963). Le grenat est généralement bien formé, pœcilitique et communément entouré de quartz et de feldspath finement grenus. Le quartz et le feldspath se présentent sous la forme d’amas ou de lentilles dans une matrice de hornblende et de biotite. La hornblende est vert brunâtre et la biotite brun rougeâtre (Clarke, 1963). En lame mince, la roche contient en général 25 % de biotite, 5 % de hornblende, 30 % de grenat, 25 % de feldspath et 15 % de quartz (Clarke, 1960).

Formation de Katsao 8 (pPka8) : Schiste et gneiss à kyanite

L’unité pPka8 se distingue des autres unités par la présence de kyanite (et de grenat) dans les schistes et les gneiss (feuillets 23B11 et 23B12; Murphy, 1960; Perreault, 1994; Bilodeau et Gobeil, 1997a-b). Elle forme des niveaux d’épaisseur décimétrique à décamétrique et d’au plus 2 km de longueur dans le gneiss à biotite (± muscovite) (pPka1). La roche est à grain moyen ou grossier, sa texture est granoblastique, nématoblastique ou porphyroblastique et sa composition minéralogique est variable (Murphy, 1960; Perreault, 1994). Elle est généralement riche en biotite, accompagnée d’une proportion mineure de grenat, mais elle ne contient pas de hornblende (Clarke, 1967). Là où les constituants micacés sont abondants, la roche est très schisteuse et là où le contenu en feldspath est élevé, elle est plutôt gneissique. La kyanite (disthène) forme des cristaux prismatiques bleutés allongés dans les axes de plis grenvilliens (Perreault, 1994). Le grenat, rouge clair, forme des porphyroblastes idioblastiques syn-cinématiques à tardi-cinématiques qui peuvent atteindre >30 mm de diamètre.

En lame mince, la roche moyenne est composée essentiellement de 10 % de kyanite, 10 % de grenat, 40 % de biotite, 15 % de quartz, 20 % de feldspath et 5 % de muscovite (Murphy, 1960). Le quartz et le plagioclase montrent des évidences de déformation telles que des macles déformées ou des cristaux à extinction roulante (Perreault, 1994). La kyanite forme des cristaux idioblastiques, localement porphyroblastiques. Certains cristaux présentent une extinction roulante, d’autres, de forme allongée, ont été courbés. Le grenat forme des porphyroblastes pœciloblastiques à contour irréguliers et des porphyroblastes idioblastiques dépourvus d’inclusions. La biotite brun-vert et la muscovite forment des feuillets idioblastiques qui contournent les porphyroblastes de grenat et de kyanite. Les minéraux accessoires sont le graphite, la tourmaline, le rutile, le zircon et l’épidote. Les minéraux rétrogrades sont la chlorite, l’épidote et la séricite. La présence de kyanite et de grenat avec la muscovite indique des conditions métamorphiques au faciès des amphibolites supérieur.

Formation de Katsao 9 (pPka9) : Gneiss granitique

Dans les coins NW et NE des feuillets 23B10 et 23B11, respectivement, ainsi que dans la partie est du feuillet 23B12, des masses de gneiss granitique (pPka9) pouvant être cartographiées à l’échelle de la carte ont été différenciées (Phillips, 1958; Murphy, 1960; Bilodeau et Gobeil, 1997b). Le gneiss granitique typique correspond à une roche felsique rose, à grain fin à moyen, caractérisée par une proportion de feldspath potassique atteignant au moins les deux tiers des feldspaths totaux (Phillips, 1958; Murphy, 1960; Franconi et al., 1971, 1975). Il est composé de feldspath rose saumon (microcline, ∼60 %) à gris pâle, de quartz incolore à légèrement laiteux (10 à 30 %) et de biotite verte (<10 %). Des taches et des bandes de matériel pegmatitique rose ainsi que des veines et des taches composées uniquement de quartz sont communément observées (Franconi et al., 1971, 1975). L’origine du gneiss granitique résulte probablement d’une granitisation poussée d’un ancien gneiss à biotite et/ou à hornblende (pPka1 à pPka4) (Franconi et al., 1971, 1975), alors que la présence locale de staurotide indique que le protolite devait être sédimentaire (Phillips, 1958). La transition entre les autres unités de la Formation de Katsao et le gneiss granitique se présente dans une zone d’injection et de remplacement métasomatique le long de la foliation formant des niveaux caractérisés par des amincissements et des renflements (processus de boudinage incomplet?) ainsi que des filonnets entrelacés (Phillips, 1958; Murphy, 1960). Dans cette zone d’injection, on peut reconnaître toutes les lithologies allant du schiste à biotite au gneiss granitique en passant par la migmatite injectée lit par lit (Phillips, 1958; Franconi et al., 1971, 1975). Là où les injections sont nombreuses, il ne reste dans le gneiss granitique que des taches de la roche originale (Murphy, 1960; Franconi et al., 1971, 1975).

Épaisseur et distribution

La Formation de Katsao s’étend de façon discontinue sur une distance de 280 km selon une orientation ENE-WSW au nord du réservoir Manicouagan (feuillets 22M09, 22M16, 22N13, 22O13, 23B02 à 23B07, 23B10 à 23B15, 23C01, 23C02, 23C04, 23C07 à 23C09 et 23D01). La plus grande étendue est située au NE et mesure 160 sur 80 km. Au sud, deux autres masses d’importance mesurent 38 sur 43 km, à l’est, et 68 sur 30 km, à l’ouest. Quelques occurrences de moindre importance se trouvent entre ces étendues principales.

Datation

La datation K-Ar sur biotite et hornblende a donné respectivement des âges de refroidissement de 888 ±35 Ma et 1026 ±28 Ma ainsi qu’un âge métamorphique à 956 ±34 Ma (Lepp et al., 1963; Wanless et al., 1974).

Relations stratigraphiques

Au NW, la Formation de Katsao est délimitée par le Front de Grenville, une faille de chevauchement majeure qui sépare la Province de Grenville de la Province du Supérieur. Ailleurs, elle est en contact avec les autres formations plus jeunes du Groupe de Gagnon, soit les formations de Nault (roches métasédimentaires), de Wabush (formation de fer), de Wapussakatoo (quartzite et schiste pélitique) et de Duley (marbre et roches calcosilicatées). Elle est également en contact avec le Complexe de Séchelles, au NW, et le Complexe de Molson Lake, au SE. Dans sa portion sud, la Formation de Katsao est communément intercalée ou en contact avec les roches granulitiques plus anciennes de la Suite granulitique de Pékans. Finalement, d’autres roches gneissiques indifférenciées (unités lithologiques) se trouvent à l’ouest et au SW de la Formation Katsao.

Paléontologie

Ne s’applique pas.

Références

Publications accessibles dans SIGÉOM Examine

Autres publications

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Collaborateurs