Dès la fin des années 1960, une unité composée d’anorthosite jusqu’à du leucogabbro (anorthosite et anorthosite gabbroïque dans le texte original) est cartographiée par la Commission géologique du Canada à la frontière des provinces de Québec et de Terre-Neuve-et-Labrador (feuillet SNRC 23A; Stevenson, 1968). Au sud (feuillet 22P), sur le territoire québécois, cette unité est par la suite nommée de façon informelle « massif du lac Fournier » (Franconi et Sharma, 1973; Sharma et Franconi, 1975). Ces auteurs associent de la mangérite à ce massif et le divisent en trois unités (voir tableau ci-dessous). Cette nomenclature est conservée par Avramtchev (1984).

Du côté du gouvernement de Terre-Neuve-et-Labrador, Nunn et al. (1986a-b) et Nunn (1990) définissent le « massif de la Rivière Atikonak » dans le coin NE du feuillet 22P et la partie est du feuillet 23A, dont la portion québécoise correspond à la Suite anorthositique de Fournier (voir tableau ci-dessous). À la suite de travaux de datation sur cette unité, Emslie et Hunt (1990) notent que le granite forme une frange autour des roches mafiques; c’est à partir de cette association qu’ils en font une suite d’anorthosite-mangérite-charnockite-granite (suite AMCG). La Suite anorthositique de Fournier est formellement introduite dans les travaux de cartographie et de compilation du Ministère (Gobeil et al., 1997; Chevé et al., 2001; Nadeau et Perreault, 1998, 2000, 2001; Bilodeau et Gobeil, 2000, 2001a-i; Verpaelst et Nadeau, 2000; Verpaelst et Jobin, 2001a-c). Elle est alors divisée en trois unités informelles d’après les descriptions de Sharma et Franconi (1975).

Parallèlement, du côté de Terre-Neuve-et-Labrador, James et Nadeau (2002) divisent le « massif de la Rivière Atikonak » en trois unités constituées d’anorthosite, de gabbro et de granite (voir tableau ci-dessous). Dans leur synthèse géologique de la Moyenne-Côte-Nord, Gobeil et al. (2002, 2003) associent le « massif de la Rivière Atikonak » à la Suite anorthositique de Fournier qu’ils considèrent comme une suite AMCG. Cette dernière est alors composée de quatre unités, soit une unité d’anorthosite, une unité de leuconorite, de norite et gabbro, une unité de mangérite et une unité de granite. L’unité de granite (mPfrn4) est officialisée dans le cadre de la rédaction de cette fiche stratigraphique et la suite est prolongée vers le NE (feuillets 12M12 à 12M14, 13D03 à 13D05, 13D11, 13D12 et 13D14) à l’aide des travaux de Thomas et al. (1994) et de James et Nadeau (2002). Par ailleurs, l’unité felsique décrite par Thomas et al. (1994) à l’extrémité NE de la suite comprend de la granodiorite et du granite à orthopyroxène (voir tableau ci-dessous), ce qui la distingue de l’unité de granite (mPfrn4). Elle est donc assignée à l’unité mPfrn5 dans le cadre de la rédaction de cette fiche stratigraphique.

La Suite anorthositique de Fournier est un massif de roches riches en plagioclase (Gobeil et al., 2003). Les structures primaires ignées sont très communes (Sharma et Franconi, 1975; Gobeil et al., 2003). La Suite anorthositique de Fournier (suite AMCG: Anorthosite-Mangérite-Charnockite-Granite) est constituée d’anorthosite, de leuconorite, de norite, de gabbro, de mangérite, de granite ainsi que de granodiorite et de granite à orthopyroxène (Thomas et al., 1994; Gobeil et al., 2003). Au sud, la partie est du massif comprend principalement de la leuconorite, de la norite et du gabbro. Ces lithofaciès sont à l’origine d’une anomalie gravimétrique positive. La partie ouest est constituée principalement d’anorthosite qui montre communément des structures d’écoulement magmatique.

Un continuum pétrographique chevauchant les domaines de l’anorthosite et de la norite caractérise la Suite anorthositique de Fournier (Chevé et al., 2001). Spatialement, ces auteurs ont identifié deux unités, toutes deux à texture grossière à très grossière, localement pegmatitoïdique, dont l’une à prédominance anorthositique (mPfrn1) et l’autre à prédominance leuconoritique (mPfrn2). L’anorthosite ne se différencie de la leuconorite de l’unité mPfrn2 que par une plus faible proportion (<10 %) de minéraux ferromagnésiens (Chevé et al., 2001). De telles variations, qui sont dans certains cas difficiles à percevoir en raison de la granulométrie de la roche, rendent compte de la présence locale de leuconorite au sein de l’unité mPfrn1, tout comme quelques pointements (ou parties d’affleurement) plutôt anorthositiques ont été reconnus dans l’unité mPfrn2.

À la frontière avec la province de Terre-Neuve-et-Labrador, Nunn et al. (1986a-b) définissent le « massif de la Rivière Atikonak » principalement comme un complexe lité. Celui-ci contient des corps intrusifs et/ou des enclaves en proportions mineures de couleur noire à gris pâle et gris foncé à blanche en surface altérée. Ceux-ci sont majoritairement à grain grossier à très grossier et communément pegmatitoïdique, en plus d’être foliés localement, et en général à texture ignée ou coronitique. Les auteurs subdivisent ces roches anorthositiques et mafiques en plusieurs unités informelles, soit un faciès troctolitique, de l’anorthosite, un groupe de transition et un faciès noritique. À ces roches mafiques s’ajoutent une unité de mangérite (mPfrn3), une unité de granite (mPfrn4) et une unité de granodiorite et de granite à orthopyroxène (mPfrn5) (Thomas et al., 1994; James et Nadeau, 2002; Gobeil et al., 2003). L’unité mPfrn5 occupe la partie NE de la suite et est considérée plus jeune que les autres unités de cette suite (Thomas et al., 1994).

Les assemblages minéralogiques associés aux différents faciès de la partie SW de la Suite anorthositique de Fournier (feuillet 22P02) révèlent des conditions de pression et de température équivalentes ou supérieures au faciès des amphibolites (Chevé et al., 2001). Les conditions les plus élevées sont enregistrées, entre autres, dans la leuconorite de la suite. Dans ces roches, les assemblages stables à orthopyroxène-clinopyroxène-plagioclase ou à orthopyroxène-clinopyroxène-plagioclase-hornblende brun verdâtre sont en effet typiques d’une recristallisation au faciès des granulites.

Suite anorthositique de Fournier 1 (mPfrn1) : Anorthosite à leuconorite

L’unité mPfrn1 est constituée de roches anorthositiques et mafiques dont la composition va de l’anorthosite sensu stricto (s.s.) à la leuconorite (Sharma et Franconi, 1975; Thomas et al., 1994; Chevé et al., 2001). Ces roches ont une surface d’altération caractéristique crème rouille (Thomas et al., 1994). En affleurement, elles présentent une texture subophitique équigranulaire spectaculaire, mais en lame mince, les minéraux sont recristallisés en agrégats granoblastiques. De nombreux dykes coupent l’unité mPfrn1, parmi lesquels des dykes de diabase, ainsi que des dykes de pegmatite dont certains contiennent des enclaves de l’anorthosite encaissante (Sharma et Franconi, 1975).

L’anorthosite s.s. (<10 % de minéraux ferromagnésiens) est massive à foliée, à grain grossier et à texture protoclastique faiblement à modérément développée (Chevé et al., 2001). Elle est généralement gris foncé et gris-bleu, mais il existe également en proportion moindre des variétés pourpres, gris pâle, blanches, gris-vert et noires (Sharma et Franconi, 1975; James et Nadeau, 2002). L’anorthosite présente par endroits une texture trachytique déterminée par l’orientation, suivant une même direction, des baguettes de plagioclase (Sharma et Franconi, 1975). Elle est généralement peu déformée et les figures cataclastiques y sont rares, sauf dans la partie est de l’unité au contact avec le granite (mPfrn4). Elle montre communément le développement d’une protoclase et contient par endroit de grands phénocristaux de plagioclase. Les minéraux ferromagnésiens présents sont l’orthopyroxène et le clinopyroxène partiellement remplacés par la hornblende et la biotite (Sharma et Franconi, 1975; James et Nadeau, 2002). Ces derniers forment communément des textures en couronne composées de noyaux de clinopyroxène ceinturés par des cristaux d’orthopyroxène ou de noyaux de clinopyroxène et d’orthopyroxène entourés de biotite et/ou de hornblende (Sharma et Franconi, 1975). L’anorthosite contient également une proportion mineure de chlorite ainsi que de la magnétite et de l’ilménite réparties uniformément ou concentrées en petites lentilles. 

Les roches leuconoritiques sont composées de 20 à 30 % d’oxydes de Fe-Ti (magnétite/ilménite) et d’orthopyroxène, le reste de la roche étant composé de plagioclase, de proportions mineures de hornblende et de biotite secondaires, ainsi que de spinelle vert et d’apatite accessoires (Thomas et al., 1994). Les autres minéraux secondaires observés localement sont la calcite, la chlorite, l’épidote et la séricite.

Près du linéament du lac Long (feuillet 13D12), les roches sont fortement déformées et recristallisées, présentant des structures L/S bien développées et une forte foliation (Thomas et al., 1994). Ces roches contiennent localement des poches pegmatitoïdiques avec des masses d’oxydes de Fe-Ti pouvant atteindre un mètre de diamètre, ainsi que des mégacristaux d’orthopyroxène et de plagioclase partiellement recristallisés et courbés (kinks) pouvant atteindre 2 m de longueur. Une de ces zones comprenant de la leuconorite et de la norite à grain grossier à pegmatitoïdique est observée le long de la rivière Romaine (partie ouest du feuillet 13D12). La taille des grains varie généralement entre 1 et 3 cm, mais les zones pegmatitoïdiques avec des cristaux de >10 cm sont communes. La texture ignée relique, fortement modifiée par la recristallisation du plagioclase, est typique. De grands cristaux de plagioclase reliques sont broyés et partiellement recristallisés le long de plans de cisaillement discrets en agrégats cristallins polygonaux à grain fin. Le plagioclase a une couleur rouille due à de très fines inclusions d’hématite. Ces roches contiennent des zones métriques à décamétriques enrichies en magnétite et ilménite.

Selon les subdivisions définies par Nunn et al. (1986a-b), différentes sous-unités, dont les lithologies sont données en ordre d’importance, ont été individualisées en carte.

Suite anorthositique de Fournier 1a (mPfrn1a) : Troctolite, leucotroctolite et anorthosite, litées

L’unité mPfrn1a contient un faciès troctolitique constitué de troctolite, de leucotroctolite et d’anorthosite avec de la troctolite mélanocrate en proportion mineure (Nunn et al., 1986a-b; Nunn, 1990). Ces roches sont litées et laminées. Elles contiennent communément de l’orthopyroxène intercumulat et de la magnétite (Nunn et al., 1986a-b) ou d’abondantes couronnes hydratées en remplacement de l’olivine (Nunn, 1990). Elles contiennent rarement des zones résiduelles de norite pegmatitoïdique et des xénolites d’anorthosite ou de roches à pyroxène.

Suite anorthositique de Fournier 1b (mPfrn1b) : Anorthosite, leuconorite et norite, litées et intergranulaires, avec niveaux à magnétite

L’unité mPfrn1b est composée d’anorthosite majoritairement, de leuconorite et de norite (Nunn et al., 1986a-b). Ces roches sont litées et intergranulaires et présentent de rares zones ou niveaux riches en magnétite.

Suite anorthositique de Fournier 1c (mPfrn1c) : Norite, leuconorite et anorthosite, litées

L’unité mPfrn1c contient un faciès noritique constitué de norite, de leuconorite et d’anorthosite litées et laminées (Nunn et al., 1986a-b).

Suite anorthositique de Fournier 1d (mPfrn1d) : Norite, leuconorite et anorthosite, litées et intergranulaires, avec niveaux à oxydes de Fe-Ti

L’unité mPfrn1d contient également un faciès noritique constitué de norite, de leuconorite et d’anorthosite, mais ces roches sont texturalement similaires à celles de l’unité mPfrn1b (Nunn et al., 1986a-b; Nunn, 1990). Elles sont donc litées et intergranulaires, massives à fortement foliées et contiennent communément des zones et des niveaux riches en oxydes de Fe-Ti, dont la magnétite. Des couronnes de plagioclase et de biotite sont communément observées autour de l’orthopyroxène et, par endroits, des oxydes (Nunn, 1990). 

Suite anorthositique de Fournier 1e (mPfrn1e) : Norite, leuconorite et anorthosite, sécantes et riches en magnétite

La norite, la leuconorite et l’anorthosite de l’unité mPfrn1e forment des dykes et des plutons en intrusion dans la plupart des autres sous-unités mafiques (mPfrn1 et mPfrn2) de la suite (Nunn et al., 1986a-b). Elles contiennent communément de la magnétite en abondance.

Suite anorthositique de Fournier 2 (mPfrn2) : Leuconorite, localement coronitique, norite, gabbronorite et gabbro

L’unité mPfrn2 comprend de la leuconorite, de la norite, de la gabbronorite et du gabbro (Sharma et Franconi, 1975; Thomas et al., 1994; Chevé et al., 2001; James et Nadeau, 2002). Il n’y a pas de séparation nette, mais plutôt un passage progressif entre les roches de l’unité mPfrn2 et l’anorthosite de l’unité mPfrn1 (Sharma et Franconi, 1975; Chevé et al., 2001). La roche est gris pâle à gris foncé et, localement, gris-vert à vert foncé, pourpre ou noire (Sharma et Franconi, 1975; Thomas et al., 1994). La granulométrie varie de moyenne à grossière à très grossière (cristaux de pyroxène localement décimétriques) et la texture, d’équigranulaire à porphyroïde (Sharma et Franconi, 1975; Chevé et al., 2001; James et Nadeau, 2002). Certaines variétés contiennent des phénocristaux de plagioclase gris foncé, pourpres, gris-bleu ou noirs (Sharma et Franconi, 1975). Au contact avec le granite (mPfrn4), la texture devient équigranulaire et à grain moyen. La roche est massive ou montre localement un litage magmatique métrique et elle présente communément des textures ignées préservées, dont des textures ophitiques ou localement une texture trachytique (Sharma et Franconi, 1975; Thomas et al., 1994; Chevé et al., 2001; James et Nadeau, 2002). Elle peut aussi être recristallisée et foliée (Thomas et al., 1994; Chevé et al., 2001; James et Nadeau, 2002), notamment à l’approche du contact avec la gabbronorite du Complexe de Poisset (feuillet 22P02), où la leuconorite devient plus fortement foliée, voire tectonisée, et sa granulométrie décroît tout en restant grossière (Chevé et al., 2001).

En lame mince, la leuconorite massive présente un assemblage de grains de plagioclase finement maclés et aux contours sinueux et dentelés, dont les interstices sont remplis par 10 à 20 % de minéraux ferromagnésiens et par de rares grains de minéraux opaques (Chevé et al., 2001). Toutefois, dans leur expression la plus commune, les grains de plagioclase sont partiellement ou totalement recristallisés et cassés ou déformés (macles polysynthétiques tordues et/ou extinction ondulante) (Thomas et al., 1994; Chevé et al., 2001). Ils sont également enrobés de petits cristaux polygonaux de plagioclase (sans déformation) ayant probablement cristallisé à partir des derniers liquides magmatiques (Chevé et al., 2001). L’orthopyroxène et le clinopyroxène sont les minéraux ferromagnésiens dominants (Thomas et al., 1994). Les cristaux de pyroxène peuvent atteindre 5 cm et présenter des courbures (kinks) spectaculaires. Certains cristaux d’orthopyroxène contiennent des lamelles d’exsolution de brookite le long des plans de clivage. Par contre, l’orthopyroxène et le clinopyroxène primaires ne forment communément plus que des reliques au sein d’agrégats millimétriques à centimétriques, localement métriques, d’actinote, de hornblende et, en proportion moindre, de biotite (Thomas et al., 1994; Chevé et al., 2001).

Une texture coronitique caractérise ces agrégats ferromagnésiens, qui  correspondent à une pseudomorphose du pyroxène magmatique originel (Sharma et Franconi, 1975; Chevé et al., 2001). Au sein de cette texture, la couronne réactionnelle révèle généralement un enrichissement périphérique de hornblende et, dans une moindre mesure, de granules et de petits agrégats de minéraux subopaques et opaques (Chevé et al., 2001). Le plagioclase est intensément saussuritisé au contact avec ces couronnes. Par endroits, la région centrale des agrégats ferromagnésiens est occupée par de l’hypersthène granoblastique et bordée successivement par des grains de clinopyroxène et de hornblende communément impliqués dans des relations de simplectites vermiculées et radiées avec du spinelle vert. Des plages ferromagnésiennes peuvent également présenter un cœur irrégulier composé d’un assemblage d’iddingsite et de fines granules de minéraux opaques, cet assemblage témoigne de la présence antérieure de grains d’olivine. Cette minéralogie et les relations texturales associées sont les témoins du rééquilibrage d’un assemblage protérogène d’olivine et de plagioclase qui suggère la présence de faciès leucotroctolitique dans la Suite anorthositique de Fournier.

Ce faciès leucotroctolitique est d’ailleurs rapporté localement par Sharma et Franconi (1975), Nunn et al. (1986a-b) et Thomas et al. (1994). La roche est composée d’orthopyroxène, de clinopyroxène, d’olivine, de biotite et de minéraux opaques de granulométrie moyenne à grossière dans une matrice de plagioclase, avec comme phase accessoire dominante le spinelle vert. L’olivine, possiblement en phase de cumulat, peut constituer 30 à 40 % de la roche.

Le faciès folié de l’unité mPfrn2 ne peut être différencié du faciès massif ni par sa minéralogie primaire ni par sa minéralogie secondaire; la distinction entre ces deux faciès est uniquement texturale (Chevé et al., 2001). En lame mince, la leuconorite foliée présente une texture protoclastique orientée qui, par accroissement de la granulation et diminution du pourcentage des porphyroclastes, évolue vers une texture protomylonitique, voire orthomylonitique dans les roches les plus déformées. Cette texture et ses variations s’expriment en effet par des protoclastes de plagioclase et de pyroxènes (hypersthène principalement), irréguliers, généralement allongés parallèlement à la foliation de la roche, et isolés dans une matrice de grains isométriques et polygonaux de plagioclase. L’extinction ondulante et les macles polysynthétiques tordues et fortement pliées des porphyroclastes de plagioclase, d’une part, et les ondulations localement très prononcées des clivages de l’orthopyroxène, d’autre part, témoignent de déformations plastiques beaucoup plus intenses que celles observées dans la leuconorite massive. Quelques porphyroclastes d’orthopyroxène révèlent cependant un comportement rhéologique différent, fragile et cataclastique. Sans déformation interne, ces porphyroclastes ont en effet, pour la plupart, des bordures granulées et sont accompagnés de queues de cristallisation composées de fins grains isométriques et polygonaux d’orthopyroxène. De telles relations texturales ne peuvent rendre compte d’une déformation postmagmatique. Elles suggèrent que la foliation et la déformation qui caractérisent les contacts entre la leuconorite et la gabbronorite du Complexe de Poisset sont tardimagmatiques et marquent la cristallisation dirigée du magma leuconoritique dans des conditions rhéologiques à la limite des domaines ductile et fragile.

Suite anorthositique de Fournier 2a (mPfrn2a) : Leuconorite et norite, riches en oxydes

La leuconorite et la norite de l’unité mPfrn2a se distinguent par leur proportion plus élevée en oxydes (Nunn et al., 1986a-b, Nunn, 1990). Selon Sharma et Franconi (1975), la magnétite et l’ilménite forment des petites concentrations ou bien se répartissent uniformément dans la roche.

Suite anorthositique de Fournier 2b (mPfrn2b) : Gabbronorite et norite, foliées à gneissiques

Dans la partie NE de la suite, la gabbronorite et la norite de l’unité mPfrn2 sont par endroits déformées, métamorphisées et foliées à gneissiques (Nunn, 1990; Thomas et al., 1994). Dans certains cas, ces roches sont distinguées en carte dans l’unité mPfrn2. Le gneiss mafique est gris chamois en surface fraiche, vert à noir en surface altérée, à grain très fin à moyen et présente un rubanement compositionnel qui est localement déformé en plis intrafoliaux isoclinaux (Thomas et al., 1994). Il est composé d’orthopyroxène, de clinopyroxène, de biotite, de plagioclase et de magnétite/ilménite. Les proportions d’orthopyroxène et de clinopyroxène varient, de sorte que l’on trouve à la fois du gneiss gabbroïque à noritique, mais le gneiss noritique domine.