Retty (1942, 1944) mentionne l’existence d’un massif anorthositique autour des lacs Allard et Puyjalon (feuillets SNRC 12L05, 12L06, 12L11 et 12L12) et plus au nord, le long de la rivière Romaine (feuillet 12L14 et partie sud du feuillet 12M03), qu’il nomme « Série Morin ». Au nord et à l’ouest, plusieurs auteurs cartographient également des roches anorthositiques, mais aussi des roches gabbroïques, syénitiques et/ou gneissiques (Longley, 1944, 1950; Claveau, 1949; Klugman, 1954, 1955; Jenkins, 1956; Dépatie, 1966, 1967; voir tableau ci-dessous). Franconi et Sharma (1973) et Sharma et Franconi (1975) identifient au moins trois massifs anorthositiques dans la région de la Moyenne-Côte-Nord dont les plus importants sont ceux du lac Fournier, de Havre-Saint-Pierre et de la rivière Romaine. Le massif du lac Fournier est l’équivalent de la Suite anorthositique de Fournier. Franconi et Sharma (1973) et Sharma et Franconi (1975) reconnaissent également une importante unité de mangérite entourant les massifs anorthositiques. À l’est, Indares et Martignole (1987, 1993) conservent le nom d’« Anorthosite de la rivière Romaine » et reconnaissent également une « enveloppe » de monzonite et de granite (voir tableau ci-dessous).

Emslie et Hunt (1990) considèrent la répartition spatiale des roches anorthositiques, mangéritiques et granitiques et, par conséquent, utilisent le terme « suite anorthosite-mangérite-charnockite-granite » ou suite AMCG. D’autre part, le terme « Complexe anorthositique de Havre-Saint-Pierre » est utilisé par Van Breemen et Higgins (1993) pour désigner l’ensemble des anorthosites qu’ils divisent en « lobes », soit les « lobes » du lac Allard du nord-est, du nord-ouest, et du sud-ouest, ce dernier étant également appelé l’« Anorthosite de Magpie ». Enfin, Martignole (1996), dans sa revue des anorthosites du Grenville, reprend le terme « Complexe anorthositique de Havre-Saint-Pierre » pour désigner, en plus des massifs définis par Sharma et Franconi (1975), un quatrième massif, celui de la rivière Atikonak qui fait partie de la Suite anorthositique de Fournier.

Afin de respecter les règles de nomenclature du Code stratigraphique nord-américain (NACSN, 1983, 1986, 2005, 2021; NACSN et al., 2025), Madore et al. (1999) proposent d’inclure l’ensemble des massifs anorthositiques (à l’exclusion de la Suite anorthositique de Fournier) ainsi que les enveloppes de mangérite-charnockite-granite qui les entourent dans une même unité, la Suite anorthositique de Havre-Saint-Pierre. Cette nomenclature est conservée dans les autres travaux de cartographie et de compilation du Ministère touchant à ce secteur (Gobeil et al., 1997a-b, 2000, 2002b-c; Bilodeau et al., 1999a-c, 2002a-b; Brisebois et al., 1999a-b; Chevé et al., 1999, 2001; Verpaelst et al., 1999a-b; Perreault et Bilodeau, 2001; Verpaelst et Nadeau, 2000a-d, 2001; Verpaelst et Jobin, 2001a-d; Nadeau et al., 2002; Grant, 2003a-b). La Suite anorthositique de Havre-Saint-Pierre est alors divisée en huit unités informelles (voir le tableau ci-dessous). Dans leur synthèse de la Moyenne-Côte-Nord, Gobeil et al. (2002a, 2003) identifient sept massifs à l’intérieur de la Suite anorthositique de Havre-Saint-Pierre : les massifs Rivière Magpie-Ouest, du Nord-Ouest, de Rivière Sheldrake, de Lac Brézel, de Lac Allard, de Rivière Romaine et de Rivière-au-Tonnerre.

L’âge obtenu pour les roches anorthositiques des massifs de Rivière-au-Tonnerre et de Lac Allard (~1061 Ma) révèle que ces massifs sont considérablement plus jeunes que l’anorthosite de la Suite anorthositique de Havre-Saint-Pierre, datée à ~1129 Ma (Emslie et Hunt, 1990; van Breemen et Higgins, 1993; Wodicka et al., 2003; Morisset et al., 2009). Pour cette raison, les massifs de Rivière-au-Tonnerre et de Lac Allard sont retirés de la Suite anorthositique de Havre-Saint-Pierre et assignés formellement à l’Anorthosite de Rivière-au-Tonnerre et à l’Anorthosite de Lac Allard dans le cadre de la rédaction de cette fiche stratigraphique. En conséquence, les subdivisions sont réorganisées et ramenées à cinq unités informelles. Le nom de la suite fait référence à la municipalité de Havre-Saint-Pierre située sur la rive nord du fleuve Saint-Laurent (jonction des feuillets 12L04 et 12L05). 

La Suite anorthositique de Havre-Saint-Pierre couvre le spectre anorthosite-leuconorite-norite-leucogabbro-mangérite (Gobeil et al., 2003). Le gabbro, la troctolite, la monzonite et la charnockite constituent des lithofaciès mineurs au sein de ces roches riches en plagioclase. Il en est de même pour la pyroxénite qui s’observe surtout dans les zones limitrophes de certains massifs, environnement dans lequel ont été recensées les plus importantes minéralisations de Cu-Ni dans les anorthosites (Clark, 2003). L’anorthosite hololeucocrate plus ou moins recristallisée (mPhsp1) est la lithologie dominante de la suite. Elle est bordée majoritairement par une unité de monzonite et de monzonite quartzifère à pyroxènes (mangérite) (mPhsp4), par du leucogabbro grenatifère recristallisé et folié à rubané (mPhsp3), au NW, et par une unité mineure de gabbro, de gabbronorite et de norite (mPhsp2), à l’ouest. Une unité mineure de ferrogabbro à magnétite (mPhsp5) est également individualisée en carte. La structure interne révélée par la signature magnétique régionale montre clairement que la Suite anorthositique de Havre-Saint-Pierre ne constitue pas une entité unique; il s’agirait plutôt de la coalescence de plusieurs masses, dont les relations structurales et pétrographiques restent à déterminer (Gobeil et al., 2003).

Suite anorthositique de Havre-Saint-Pierre 1 (mPhsp1) : Anorthosite hololeucocrate variablement recristallisée; proportions moindres de gneiss anorthositique, leuconorite, norite, gabbro, gabbro à olivine et troctolite

Un continuum pétrographique chevauchant les domaines de l’anorthosite et de la leuconorite caractérise l’unité mPhsp1 (Chevé et al., 1999). Un développement plus marqué de la composante mafique dans ces roches conduit à la reconnaissance ponctuelle de norite, de gabbro et de troctolite ou d’un litage magmatique/rubanement centimétrique à décimétrique de norite/gabbro et d’anorthosite/leuconorite (Chevé et al., 1999, 2001). Les contacts lithologiques sont généralement nets et, dans chacune des lithologies, les foliations minérales sont parallèles aux contacts (Chevé et al., 1999). Du boudinage caractérise quelques-uns de ces niveaux. L’anorthosite grise montre une structure léopard caractérisée par des taches ou des amas leuconoritiques centimétriques gris pâle (Gobeil et al., 2000). Ces taches ou amas sont isolés ou faiblement interconnectés dans l’anorthosite. Ailleurs, ce matériel leuconoritique est plus abondant et forme des niveaux qui alternent avec l’anorthosite. Les phénomènes de transition graduelle entre les deux faciès et le rubanement développé localement dans la partie leuconoritique sont communs.

L’anorthosite, le faciès le plus commun, est généralement blanche ou gris clair à foncé et par endroits gris-bleu, verte ou noire (Verpaelst et al., 1999; Gobeil et al., 2003). Elle est à grain grossier à très grossier, localement pegmatitoïdique, équigranulaire à porphyroïde avec une mésostase à grain moyen à fin. Les phénocristaux de plagioclase blanc, gris pâle, gris-noir ou gris-bleu peuvent atteindre quelques décimètres de longueur dans les variétés les plus grossières (Gobeil et al., 2003). Les phénocristaux gris foncé à noirs contiennent, en lame mince, une myriade d’inclusions fluides micrométriques et de microcristaux (quelques dizaines de micromètres) de silicates (pyroxène et/ou amphibole) et de spinelle (Chevé et al., 1999). La composition du plagioclase peut varier considérablement d’un massif à l’autre. Il est majoritairement antiperthitique avec un liséré de quartz (<1 %) et de feldspath potassique (<1 %) (Verpaelst et al., 1999). L’orthopyroxène et le clinopyroxène, en grands cristaux localement remplacés par la hornblende verte, remplissent les espaces entre les cristaux de plagioclase (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 2003). Les autres minéraux généralement observés sont la biotite, les minéraux opaques (oxydes) et, localement, l’apatite (Verpaelst et al., 1999).

L’anorthosite et la suite de roches qui l’accompagne dans l’unité mPhsp1 sont des roches « fraiches » qui ne montrent que très localement des évidences d’altération (Chevé et al., 1999). Le plagioclase est communément stable, les seules évidences d’altération consistent en une amorce de séricitisation des contacts des grains de la trame granoblastique (Chevé et al., 1999; Verpaelst et al., 1999). Les agrégats ferromagnésiens coronitiques sont également peu affectés. Ils conservent leurs caractéristiques texturales, minéralogiques et organisationnelles internes (Chevé et al., 1999). La modification la plus tangible consiste alors en l’apparition de feuillets de biotite brune là où la hornblende verte est présente (Chevé et al., 1999; Verpaelst et al., 1999). Dans ces roches, de la biotite brune très finement cristallisée se manifeste également à la périphérie des grains de minéraux opaques des agrégats ferromagnésiens et/ou de la trame plagioclasique adjacente.

Selon Sharma et Franconi (1975), la Suite anorthositique de Havre-Saint-Pierre a été fortement déformée (Gobeil et al., 2003). L’anorthosite massive, très grossière et sans évidence de déformation, constitue un faciès relativement rare qui présente une teinte gris foncé à noire caractéristique. Le faciès commun est une roche grise à blanchâtre, variablement déformée et recristallisée (Chevé et al., 1999; Verpaelst et al., 1999; Gobeil et al., 2003). L’anorthosite la moins déformée est typiquement protoclastique; un film blanchâtre de très fins néocristaux de plagioclase enveloppe les phénocristaux de plagioclase originaux gris foncé (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 2003). Cette recristallisation se manifeste également le long de fractures qui parcourent les cristaux de plagioclase. À un stade plus avancé de recristallisation, l’anorthosite présente une texture porphyroclastique caractérisée par des cristaux de plagioclase centimétriques, anguleux et irréguliers enrobés d’une matrice de plagioclase finement grenu qui révèle une texture granoblastique équigranulaire, interlobée à polygonale (Verpaelst et al., 1999; Gobeil et al., 2003). Dans l’anorthosite la plus déformée, les porphyroclastes de plagioclase se font plus rares (≤10 à 15 %) et de taille plus réduite qui, dans certains cas, se rapproche de la taille des grains de la matrice granoblastique. La foliation tectonique est soulignée par des lentilles étirées de minéraux ferromagnésiens ou par les porphyroclastes de plagioclase (Chevé et al., 1999, 2001; Gobeil et al., 2003). Une partie de la recristallisation du plagioclase peut représenter un phénomène synmagmatique dans un contexte de mise en place sous contrainte (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 2003). C’est le cas là où la recristallisation est exprimée par un mince film blanchâtre ou le long de fines fractures qui parcourent les cristaux de plagioclase. Cependant, la plus grande partie de cette recristallisation est syntectonique. Elle est associée à la déformation régionale, en particulier au transport tectonique lors de l’orogénie collisionnelle grenvillienne.

Quelques traits particuliers, sur le plan de la minéralogie, du métamorphisme, de la déformation et de la métallogénie, caractérisent certains massifs (Gobeil et al., 2003). Par exemple, le massif de Sheldrake renferme communément des porphyroblastes de grenat hypidiomorphe qui peuvent atteindre quelques centimètres de diamètre (Chevé et al., 1999). Ces porphyroblastes contiennent de nombreuses inclusions de plagioclase. Dans l’anorthosite et la leuconorite du massif du Nord-Ouest, on remarque, de façon presque systématique, le développement de textures coronitiques; des couronnes d’orthopyroxène, de clinopyroxène et de grenat s’insèrent entre les minéraux ferromagnésiens primaires (olivine ou orthopyroxène) et le plagioclase (Chevé et al., 1999). Ces couronnes sont très rares ou absentes dans les autres massifs (Gobeil et al., 2003). Certains faciès sont localement minéralisés en sulfures de Cu-Ni (Clark, 2003). Enfin, dans le même massif, dans les zones où la déformation est plus prononcée, le développement d’une linéation minérale d’attitude comparable à celle des gneiss adjacents du Complexe de Manitou permet d’associer dans le temps cette structure linéaire à la genèse de la linéation régionale, orientée SSE-NNW, associée au chevauchement grenvillien vers le NNW (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 2003).

Dans le massif de Rivière Magpie-Ouest, l’anorthosite blanche, saccharoïdale et foliée, forme généralement des bandes centimétriques à décimétriques, localement métriques, au sein du leucogabbro de l’unité mPhsp3 (Chevé et al., 2001). En lame mince, l’anorthosite révèle une texture granoblastique polygonale et hétérogranulaire. La composition moyenne du plagioclase correspond à la labradorite (An₆₀) (Gobeil et al., 2003). Les espaces et/ou les joints intergranulaires sont alors comblés par de la hornblende ou de la biotite (Chevé et al., 2001). Du grenat s’ajoute à la paragenèse de l’anorthosite à hornblende, alors que dans celle à biotite, la zoïsite, limpide, hypidiomorphe et pœcilitique (quelques grains zonés localement) apparaît comme une phase à l’équilibre. L’assemblage minéralogique primaire est complété par quelques grains interstitiels d’apatite et de titanite, et les minéraux opaques sont rares. Le rétrométamorphisme de ces roches a introduit une minéralogie secondaire semblable à celle du leucogabbro grenatifère de l’unité mPhsp3.

Suite anorthositique de Havre-Saint-Pierre 1a (mPhsp1a) : Anorthosite, gabbro, gabbronorite et norite, recristallisés, foliés à rubanés, localement mylonitiques

L’unité mPhsp1a comporte les mêmes lithologies que les unités mPhsp1 et mPhsp2, mais ces lithologies sont recristallisées à divers degrés, foliées, gneissiques et localement mylonitiques (Gobeil et al., 2000). Il est probable que cette unité représente la bordure déformée du massif de Rivière Sheldrake.

Suite anorthositique de Havre-Saint-Pierre 2 (mPhsp2) : Gabbro, gabbronorite et norite; localement pyroxénite et alternance de niveaux d’anorthosite, de norite et de pyroxénite

L’unité mPhsp2 réfère à un ensemble lithologique à prédominance de gabbro, de gabbronorite et de norite contenant localement de la pyroxénite et des zones litées où alternent des niveaux métriques d’anorthosite/leuconorite, de norite et de pyroxénite (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 2003). Elle marque sur ~1 km de largeur la bordure NW de la Suite anorthositique de Havre-Saint-Pierre et est l’hôte de plusieurs zones minéralisées de Cu-Ni. Les lithofaciès anorthositiques, leuconoritiques ou leucogabbroïques de cette unité ne se différencient pas de ceux décrits dans l’unité mPhsp1 (Chevé et al., 1999). La norite s’inscrit en continuité du lithofaciès anorthosite/leuconorite par un enrichissement du contenu en minéraux ferromagnésiens. Les faciès gabbroïques, quant à eux, offrent un continuum de faciès dans lesquels la hornblende verte et, à un degré moindre, la biotite brune sont omniprésentes, voire les seules composantes ferromagnésiennes présentes. Cette paragenèse suggère que ces roches dérivent d’un liquide différencié de fin de cristallisation riche en volatils. Du point de vue pétrographique, il s’agit principalement de gabbro et de gabbronorite à hornblende ± biotite plus ou moins riches en minéraux opaques et porteurs, quasi systématiquement, de porphyroblastes de grenat (jusqu’à 15 % dans certains faciès du SE du feuillet 22I14) et de traces de petits grains d’apatite.

Dans cet environnement, l’orthopyroxénite se présente en niveaux métriques à décamétriques aux contacts généralement francs et grossièrement parallèles au rubanement des roches leucocrates encaissantes (Chevé et al., 1999; Gobeil et al., 2003). Quelques-uns de ces niveaux, à proximité de zones minéralisées, coupent le rubanement et sont affectés par une déformation plicative (Chevé et al., 1999). D’autres sont démembrés et ne laissent alors qu’un éparpillement de masses irrégulières et circonscrites isolées au sein de l’encaissant de roches leucocrates. Ces relations suggèrent qu’il s’agit d’intrusions (probablement des filons-couches) injectées postérieurement au rubanement des roches leucocrates et affectées ultérieurement par des déformations plicatives tardimagmatiques et/ou régionales.

En lame mince, l’orthopyroxénite révèle un bâti hétérogranulaire de cristaux millimétriques à centimétriques d’orthopyroxène magmatique riches en inclusions de Schiller lamellaires, subopaques et brunâtres. Du clinopyroxène et de la hornblende vert brunâtre (<10 % au total pour ces deux minéraux) en grains de dimensions nettement plus petites se logent dans les joints et occupent les espaces intergranulaires (Chevé et al., 1999). Les minéraux opaques (<5 %) présentent généralement le même habitus. Toutefois, la plupart des roches sont engagées dans un processus de recristallisation, d’où naît une texture granoblastique polygonale. Cette modification texturale affecte surtout l’orthopyroxène qui devient plus limpide et dépourvu d’inclusions de Schiller. Ces dernières permettent cependant de retracer au travers de la trame granoblastique les reliques des cristaux protérogènes. Les déformations enregistrées par ces roches se manifestent en lame mince par une torsion des clivages et des macles de l’orthopyroxène, par une extinction ondulante des cristaux, voire par la naissance de quelques « kink band ». Des microcisaillements tardifs, figés par des agrégats fibreux de trémolite-actinote, témoignent également de cette déformation.