Historique

Description

La Suite intrusive de Shabogamo est principalement constituée de roches gabbroïques, avec ou sans olivine et communément coronitiques (mPsha1). Le gabbro peut être accompagné d’anorthosite ou prendre la forme d’un orthogneiss gabbroïque. La roche est métamorphisée et localement définie comme du gabbro coronitique amphibolitisé ou de l’amphibolite à grenat (mPsha2). Finalement, une unité d’orthogneiss intermédiaire à felsique (mPsha3) est par endroits associée aux roches gabbroïques métamorphisées.

 

Suite intrusive de Shabogamo non subdivisée (mPsha) : Roche gabbroïque, avec ou sans olivine; gabbro coronitique; amphibolite

La Suite intrusive de Shabogamo comprend les lithologies décrites dans les unités mPsha1 et mPsha2, mais indifférenciées. Elle est principalement située dans les extrémités est et sud de la suite (feuillets 23B02 et 23B04, coin ouest du feuillet 23B09, coin est du feuillet 23B10, coin ouest du feuillet 23B16 et coin SW du feuillet 23G01, principalement).

 

Suite intrusive de Shabogamo 1 (mPsha1) : Roche gabbroïque, avec ou sans olivine; gabbro coronitique

Les filons-couches gabbroïques de la Suite intrusive de Shabogamo sont constitués principalement de gabbro et de gabbronorite avec ou sans olivine, et plus rarement de norite à olivine (Indares, 1993). La distribution du gabbro et de la norite ne semble pas systématique. Le préfixe « méta » est volontairement omis, malgré le métamorphisme subi par ces roches. Les minéraux métamorphiques présents remplacent de manière variable la minéralogie primaire et masquent les proportions modales initiales du plagioclase et des minéraux ferromagnésiens. Ainsi, dans un sens large, les roches sont leucocrates à mésocrates, ou localement mélanocrates. En général, la composition varie d’anorthositique au centre, à un gabbro coronitique plus commun dans la partie externe (Fahrig, 1960; Clarke, 1977). Le gabbro est noir ou verdâtre et exhibe une patine brun rouille ou beige verdâtre (Clarke, 1960, 1961, 1965; Gobeil, 1997). À l’intérieur des filons-couches, les roches gabbroïques sont généralement massives, homogènes, à grain grossier, localement pegmatitoïdique, et à texture ophitique (Clarke, 1977; Indares, 1993). Par contre, la plupart des filons-couches montrent des bordures cisaillées, recristallisées et transformées en amphibolite à grenat (mPsha2a) (Indares, 1993).

Les roches gabbroïques contiennent du plagioclase, des pyroxènes, du grenat, et localement de la biotite, de la hornblende et de l’olivine (Indares, 1993; Gobeil, 1997). La magnétite, l’ilménite, le rutile, le spinelle, le corindon et la kyanite sont des constituants mineurs. Les textures primaires (ophitiques à subophitiques) sont bien préservées, malgré la superposition variable de textures coronitiques tardives d’origine métamorphique, développées aux interfaces entre l’olivine, le pyroxène et/ou les oxydes de fer et le plagioclase (Phillips, 1958; Clarke, 1960, 1962, 1963, 1965, 1967, 1977; Indares, 1993; Gobeil, 1997). En lame mince, la roche contient 38 à 70 % de plagioclase (An_25-75), 2 à 10 % d’olivine, 0 à 12 % d’orthopyroxène (hypersthène), 2 à 20 % de clinopyroxène, 0 à 25 % de hornblende, 2 à 17 % de grenat, 2 à 10 % de biotite rouge-brun, 0 à 5 % d’oxyde opaque (magnétite), 0 à 5 % d’apatite et des traces d’épidote, de scapolite, d’apatite, de rutile, de spinelle, de serpentine, et localement de pyrrhotite (Clarke, 1960, 1961, 1962, 1963, 1965, 1967, 1977). Les variations de composition sont importantes, car les pourcentages intègrent à la fois des phases primaires et secondaires de plagioclase, d’amphibole, d’orthopyroxène et de clinopyroxène, et que les valeurs moyennes proviennent de roches présentant des degrés d’altération différents.

Dans le gabbro (norite) leucocrate à mésocrate, le plagioclase se présente en lattes avec des macles d’albite, ou en petits grains idiomorphes (Indares, 1993). Dans certaines roches bleutées, les lattes contiennent de nombreuses inclusions de spinelle et de corindon (ou de kyanite) en forme de gouttes ou d’aiguilles fines. Dans le gabbro (norite) mélanocrate, le plagioclase est remplacé en grande partie par le grenat. Le plagioclase secondaire granulaire (polyèdres de 0,5 mm), limpide et maclé est invariablement plus sodique que le plagioclase primaire (Clarke, 1960, 1961, 1962, 1963, 1965, 1967, 1977). La magnétite, l’albite et le quartz sont interstitiels aux grains de plagioclase primaire (Clarke, 1963). Deux types de clinopyroxène ont été identifiés : une augite verdâtre en phénocristaux maclés et zonés ainsi qu’une omphacite (Clarke, 1963, 1967, 1977; Indares, 1993; Gobeil, 1997). Les phénocristaux d’augite sont caractérisés par des inclusions lamellaires impures de magnétite (Indares, 1993). Ils sont plus ou moins recristallisés sur leurs bordures et localement transformés en amas de clinopyroxène, biotite, magnétite et hornblende. Ce clinopyroxène a un aspect poussiéreux dû aux nombreuses inclusions très fines de magnétite (Clarke, 1963, 1967, 1977; Indares, 1993; Gobeil, 1997). Dans certaines variétés altérées et riches en fer, il est partiellement remplacé par la magnétite (Indares, 1993). L’omphacite se trouve en plages interstitielles et à inclusions d’olivine et d’orthopyroxène, ou en couronnes autour de l’olivine. Elle s’observe systématiquement dans le gabbro mélanocrate et localement dans le gabbro mésocrate. L’orthopyroxène se présente en phénocristaux brunâtres, par endroits recristallisés, et est entouré d’une couronne de grenat (Clarke, 1963; Indares, 1993). Dans le gabbro mélanocrate, l’orthopyroxène forme des plages interstitielles à inclusions d’olivine qui sont entourées de pyroxène omphacitique radié, ou se trouve en inclusions dans le pyroxène omphacitique.

L’olivine forme des grains arrondis et craquelés en inclusions dans le pyroxène omphacitique ou dans l’orthopyroxène; elle est altérée en iddingsite (Clarke, 1965, 1967, 1977; Indares, 1993). L’olivine est séparée du plagioclase par une couronne triple d’orthopyroxène, de pyroxène omphacitique et de grenat (Indares, 1993). La hornblende, vert brunâtre, est associée à l’augite autour de laquelle elle forme localement des couronnes discontinues (Clarke, 1967; Indares, 1993). Elle est quasi absente des échantillons contenant du pyroxène omphacitique (Indares, 1993). La biotite, rouge-brun foncé, est associée aux pyroxènes ou forme des gerbes radiées autour de l’ilménite (Clarke, 1967; Indares, 1993). Dans toutes les roches, de petits cristaux idiomorphes de grenat pur séparent les minéraux ferromagnésiens, sous forme de phénocristaux ou d’agrégats, du plagioclase primaire (Clarke, 1977; Indares, 1993). Dans le gabbro à augite, les couronnes de grenat sont séparées des amas ferromagnésiens par un liséré de plagioclase (Indares, 1993).

Dans les couronnes les plus développées, les cœurs d’olivine sont successivement entourés d’orthopyroxène fibreux et rose, de clinopyroxène, d’une mince couche composée de grenat et de spinelle, de hornblende brune, de grenat et d’épidote en contact avec le plagioclase (Clarke, 1963, 1967, 1977; Gobeil, 1997). Ce plagioclase primaire a un aspect nébuleux et contient de petits bâtonnets de corindon, de kyanite et/ou de clinozoïsite (Clarke, 1967, 1977; Indares, 1993; Gobeil, 1997). La présence de clinozoïsite est probablement la cause de la couleur verte des spécimens macroscopiques (Clarke, 1962, 1967). Les minéraux opaques sont séparés du plagioclase par des couronnes de biotite et de hornblende brune (Gobeil, 1997). Des bordures d’amphibole et de grenat secondaires enveloppent aussi par endroits les pyroxènes et la magnétite (Clarke, 1967). 

Les résultats d’analyses à la microsonde de deux échantillons mélanocrates contenant du pyroxène omphacitique, de l’orthopyroxène et de l’olivine indiquent que les cœurs des cristaux de pyroxène omphacitique ont une composition qui varie de 33 à 36 % d’enstatite, 32 à 36 % de wollastonite, 7 à 8 % de ferrosilite, 11 à 19 % de jadéite et 5 à 8 % d’acmite (Indares, 1993). Les bordures ainsi que les couronnes sont enrichies en jadéite et appauvries en enstatite et wollastonite (25-27 % d’enstatite, 22-27 % de wollastonite, 7-9 % de ferrosilite, 32-37 % de jadéite, 4-12 % d’acmite). La composition de l’orthopyroxène varie de 60 à 70 % d’enstatite, 21 à 30 % de ferrosilite, 0 à 7 % de wollastonite, 1 à 5 % de kushiroite (Ca-Tschermak [CaAl₂SiO₆]), 0 à 7 % de jadéite et 0 à 3 % d’acmite. Du centre vers la bordure, la teneur en enstatite augmente, alors que les proportions de wollastonite, de jadéite et d’acmite diminuent. L’olivine est homogène et sa composition varie de 62 à 68 % de forstérite et de 32 à 38 % de fayalite. La présence du pyroxène omphacitique dans certaines roches indique que celles-ci ont subi un métamorphisme de haute pression. Dans le gabbro mélanocrate en particulier, la déstabilisation du plagioclase au profit de l’assemblage grenat-pyroxène omphacitique est compatible avec les conditions métamorphiques du faciès éclogitique. Dans le gabbro (norite) mésocrate, la présence de couronnes de grenat entre l’orthopyroxène et le plagioclase est compatible avec une augmentation de la pression (ou une diminution de la température) mais, dans ce cas, la transformation des assemblages primaires est moins poussée que dans le gabbro mélanocrate. La présence de pyroxène omphacitique (principalement dans les gabbros mélanocrates) et d’augite dans un même secteur suggère que toutes les roches gabbroïques ont été soumises aux mêmes conditions métamorphiques. Le degré d’éclogitisation semble toutefois avoir varié en fonction de la composition chimique des roches.

En s’éloignant du cœur des masses de gabbro, la roche est graduellement rétromorphosée (Clarke, 1967, 1977; Gobeil, 1997) et recristallisée en une roche granoblastique ou lépidoblastique brune en bordure des filons-couches gabbroïques (Clarke, 1962; Indares, 1993). Ces niveaux mafiques laminés sont constitués de plagioclase, de hornblende vert-brun, de clinopyroxène, de biotite, de grenat, et localement d’orthopyroxène et de magnétite en proportions mineures (Clarke, 1963, 1967, 1977; Indares, 1993; Gobeil, 1997). Le clinopyroxène, généralement idiomorphe, est parfois partiellement remplacé par la hornblende ou associé en texture symplectitique au plagioclase entourant le grenat. Le plagioclase est recristallisé en petits grains polygonaux et en grande partie remplacé par de la scapolite (Clarke, 1961, 1962, 1963, 1967, 1977; Gobeil, 1997). Par endroits, des yeux déformés de plagioclase sont observés dans une matrice saccharoïde plus fine (Clarke, 1977). La hornblende forme des prismes contenant des inclusions de quartz et s’étend par endroits autour de la magnétite (Indares, 1993). Le grenat se présente en chapelets de petits grains idiomorphes séparés de la hornblende par un liséré de plagioclase (Indares, 1993), ou séparant les amas de minéraux ferromagnésiens du plagioclase (Clarke, 1961, 1962, 1963, 1967, 1977; Gobeil, 1997). Les minéraux opaques sont entourés de flocons de biotite (Clarke, 1962; Gobeil, 1997). Certaines couronnes sont détruites et les pyroxènes fibreux et les amphiboles sont recristallisés en agrégats granulaires (Clarke, 1963, 1967, 1977).

Des occurrences de diorite, de monzonite, de syénite et de roches ultramafiques sont localement associées aux roches gabbroïques (Murphy, 1960; Sinclair, 1961; Clarke, 1961, 1962, 1967; Jackson, 1976). Jackson (1976) avait intégré ces lithologies à la Suite intrusive de Shabogamo, mais elles sont considérées comme des unités lithologiques indifférenciées dans le cadre de la rédaction de la présente fiche stratigraphique.

 

Suite intrusive de Shabogamo 1a (mPsha1a) : Anorthosite et gabbro

Des roches anorthositiques partiellement métamorphisées, et associées aux roches gabbroïques, sont différenciées en carte dans la partie est de la Suite intrusive de Shabogamo (feuillet 22O16 et moitié est du feuillet 23B; Jackson, 1976, Nadeau et al., 1998f). La roche primaire est blanche à mauve pâle mouchetée de blanc et de noir, massive, à texture intergranulaire et équigranulaire à grain moyen ou porphyroïde à pegmatitoïdique (Jackson, 1976). La roche métamorphisée est blanche et brune et de granulométrie fine à grossière. On observe une transformation très régulière d’une roche non altérée en une roche coronitique, puis en une roche légèrement foliée, et finalement en un gneiss finement folié.

 

Suite intrusive de Shabogamo 1b (mPsha1b) : Orthogneiss gabbroïque

Dans les cas où la roche gabbroïque est plus fortement déformée (orthogneiss gabbroïque), les amas ferromagnésiens sont allongés suivant le plan de foliation (Clarke, 1967, 1977; Indares, 1993). À certains endroits, cette roche est schisteuse et peut contenir de minces bandes felsiques (quartz et microcline) (Clarke, 1962). La roche est hétérogranulaire et lépidoblastique, dépourvue de textures originales, à l’exception de quelques vestiges de phénocristaux d’augite (Indares, 1993). La poursuite de l’altération mène à l’amphibolite (métagabbro) foliée (mPsha2) (Clarke, 1963).

En lame mince, l’orthogneiss gabbroïque typique contient 30 à 60 % de plagioclase (An_25-40), 5 à 45 % de clinopyroxène, 6 à 20 % de grenat, ≤35 % de hornblende, 0 à 10 % de biotite, 0 à 5 % de quartz, ≤10 % de magnétite, 5 % de feldspath potassique, 3 % (localement ∼20 %) d’apatite, 5 % de scapolite et des proportions accessoires d’épidote et de titanite (Clarke, 1977; Indares, 1993). Le plagioclase est en petits grains limpides équidimensionnels (0,5 à 1 mm), idiomorphes et maclés, interstitiels ou en poches polycristallines dans un réseau formé par les minéraux ferromagnésiens. Du feldspath potassique apparaît en porphyroblastes épars de microcline perthitique ou en gouttelettes dans le plagioclase (Clarke, 1977). Le clinopyroxène est en petits prismes trapus, en porphyroblastes à inclusions de plagioclase ou, plus rarement, en vestiges d’augite vert clair (Clarke, 1977; Indares, 1993). Des porphyroblastes de hornblende vert foncé à vert brunâtre remplacent le clinopyroxène. La biotite brun foncé est fortement alignée (Clarke, 1977). Le grenat forme des porphyroblastes xénomorphes séparés des minéraux ferromagnésiens par un liséré de plagioclase (Clarke, 1977; Indares, 1993). La scapolite peut être localement présente en cristaux en équilibre apparent avec le plagioclase. L’apatite, les oxydes de fer et la titanite sont les principaux minéraux accessoires associés aux minéraux ferromagnésiens (Clarke, 1977).

Suite intrusive de Shabogamo 2 (mPsha2) : Gabbro coronitique amphibolitisé

Comme mentionné dans la description de la roche gabbroïque (mPsha1), cette dernière est transformée, près de l’encaissant gneissique, en amphibolite (mPsha2) (Phillips, 1958; Murphy, 1959; Clarke, 1960, 1961, 1963; Gobeil, 1997). L’amphibolite forme généralement des amas minces, stratiformes (Phillips, 1958; Murphy, 1959; Clarke, 1961, 1967). Le passage de la roche gabbroïque à l’amphibolite implique l’ajout d’eau, la recristallisation des minéraux primaires en oligoclase, hornblende et grenat ainsi que le développement d’une foliation parallèle à celle des roches encaissantes (principalement du gneiss) (Phillips, 1958; Clarke, 1960, 1963, 1967; Gobeil, 1997). Par endroits, des cœurs de gabbro présentant une minéralogie et des structures ignées typiques sont préservés dans le centre de filons-couches épais d’amphibolite (Murphy, 1959; Clarke, 1963). L’amphibolite est vert foncé à noire et à grain moyen (Clarke, 1961, 1963, 1967). Bien qu’elle ne soit pas rubanée, elle contient par endroits des taches ellipsoïdales de minéraux ferromagnésiens dans une matrice quartzo-feldspathique, ou vice versa (Clarke, 1960, 1961, 1963, 1967). 

L’amphibolite est composée en moyenne de 20 à 46 % de plagioclase (An_20-30), 22 à 55 % de hornblende, 8 à 15 % de biotite, 2 à 6 % de grenat, 0 à 7 % de quartz, 3 à 10 % d’oxydes (magnétite et ilménite), ≤2 % d’apatite et une proportion mineure de titanite (Murphy, 1959; Clarke, 1963, 1967). Le plagioclase est en général frais, faiblement maclé et zoné, passant de bordures relativement calciques à un centre sodique (Clarke, 1963, 1967). La hornblende est pléochroïque de jaune-vert à vert foncé et forme des grains subidiomorphes dans des amas ferromagnésiens. La biotite varie de brune à brun-rouge. L’alignement des minéraux ferromagnésiens souligne la foliation. La titanite est associée aux minéraux ferromagnésiens et forme une bordure autour de l’ilménite. Le long de la rive ouest du lac Gull (coin SW du feuillet 23B11), Murphy (1959) observe que l’amphibolite devient graduellement plus grenatifère (jusqu’à 25 %) à l’approche du contact avec la formation de fer (Formation de Wabush).

 

Suite intrusive de Shabogamo 2a (mPsha2a) : Amphibolite à grenat

Une amphibolite à grenat, à grain moyen à grossier et à textures porphyroblastique et lépidoblastique est associée à la roche gabbroïque (mPsha2) (Clarke, 1977; Indares, 1993). L’amphibolite typique est formée de cristaux de 2 à 5 mm de grenat rouge foncé disposés dans un mélange à grain légèrement plus fin de plagioclase, de hornblende noir brillant et de pyroxène vert terne. Par endroits, la hornblende est orientée et le plagioclase est disposé en lentilles ou en rubans, ce qui donne une légère foliation à la roche.

En lame mince, l’amphibolite est composée de 25 à 50 % de plagioclase (An_25-40), 20 à 40 % de hornblende, 10 à 20 % de grenat, 3 à 10 % de clinopyroxène, ≤5 % de quartz, de biotite et d’oxydes (magnétite), 1 à 2 % d’apatite et de proportions mineures de rutile et de titanite. Le plagioclase recristallisé se trouve en poches dans les minéraux ferromagnésiens et forme une mosaïque de cristaux de 0,3 à 1 mm, généralement déformés et présentant les macles de l’albite et du péricline. Bien que des vestiges de clinopyroxène vert clair (augite) à inclusions lamellaires de magnétite soient localement présents, ce minéral prend généralement la forme de porphyroblastes à inclusions de plagioclase. L’orthopyroxène, peu commun, est xénomorphe et à inclusions de plagioclase ou en couronnes autour de la biotite (Indares, 1993). La hornblende, pléochroïque de brun-jaune à vert olive foncé, est porphyroblastique et remplace le clinopyroxène (Clarke, 1977; Indares, 1993). De larges grains de grenat, idiomorphes et framboïdaux (0,5 à 1,5 mm), sont riches en inclusions de hornblende, de quartz, d’apatite, de titanite et de minéraux opaques. Interprétés comme des vestiges de la texture coronitique du gabbro, ils sont entourés soit d’un mince liséré de plagioclase, soit d’une double couronne de plagioclase et de hornblende, soit encore de gerbes de biotite brun-rouge.

Suite intrusive de Shabogamo 3 (mPsha3) : Orthogneiss intermédiaire à felsique

L’orthogneiss gabbroïque (mPsha1b) passe de façon irrégulière au gneiss intermédiaire et felsique par accroissement des proportions de quartz et de microcline (Clarke, 1977; Indares, 1993). L’absence de relief de ces roches s’explique parce qu’elles sont fortement diaclasées et que les affleurements sont facilement transformés en un champ de larges blocs soulevés par les processus de gel-dégel. Les roches, rose chamois en surface fraiche, sont formées de lentilles de minéraux ferromagnésiens à grain fin dans une matrice de quartz et de feldspath granulaires (Clarke, 1967, 1977). La plupart des roches sont légèrement gneissiques et présentent communément de minces bandes mixtes mafiques et felsiques alternant avec des bandes felsiques plus épaisses, ou une orientation préférentielle de lentilles de quartz (Clarke, 1967). Les lentilles de minéraux ferromagnésiens sont également étirées et entourées d’une bordure de grenat (Clarke, 1967, 1977). Des porphyroblastes broyés de microcline bleu peuvent constituer jusqu’à 20 % de la roche (Clarke, 1977). Localement, de petits filons d’orthogneiss felsique porphyroïde coupent et imprègnent l’orthogneiss intermédiaire ou contiennent des vestiges diffus de gneiss intermédiaire. Une aplite rose saumon est le faciès le plus felsique de la suite. Cette aplite rose, à texture saccharoïde et finement grenue, est composée de quartz, de microcline et de plagioclase avec un mélange <5 % de biotite et de hornblende.

La composition de l’orthogneiss intermédiaire et felsique forme un continuum (Clarke, 1977). Bien que la proportion des minéraux constituants soit variable, les espèces minéralogiques et leur composition sont communes à tous les faciès. Les modes des roches typiques sont : 0 à 28 % de quartz, 15 à 63 % de plagioclase (An_10-27), 7 à 57 % de microcline perthitique, 0 à 9 % de biotite, traces à 10 % de hornblende, traces à 7 % de clinopyroxène, 0 à 3 % d’hypersthène, <1 à 9 % de grenat, traces à 2 % de minéraux opaques (oxydes), 0 à 2 % de scapolite et traces d’allanite, d’apatite, de zircon et de titanite. La roche semble s’être formée par broyage et recristallisation de roches intrusives à grain plus grossier. Quelques échantillons contiennent des phénocristaux (1,5 à 10 mm) déformés de microcline et de plagioclase, ou des amas de minéraux ferromagnésiens entourés de grenat dans une fine mosaïque de quartz et de feldspath. D’autres ont une fine texture granoblastique et uniforme dans laquelle les amas se réduisent à de minces traînées dans la masse quartzo-feldspathique. Les phénocristaux de plagioclase présentent des macles de l’albite bien développées; ils sont de plus zonés, avec un cœur de composition An₃₀ et une bordure de composition An₂₀. Les phénocristaux de microcline présentent une texture perthitique caractérisée par de très fines exsolutions finement chevelues. La biotite est brun-rouge à brun cacao. La hornblende est pléochroïque de brun-jaune à vert olive foncé. Le clinopyroxène est une augite ou une aégyrine-augite vert pâle. Le grenat est généralement de l’almandin rose brunâtre. De petits cristaux d’allanite hypidiomorphe de couleur jaune produisent des auréoles pléochroïques dans la biotite.

 

Suite intrusive de Shabogamo 3 (mPsha3a) : Orthogneiss intermédiaire

Bien que les orthogneiss intermédiaires à felsiques soient décrits ensemble au sein d’une même unité, l’orthogneiss intermédiaire est différencié en carte dans la région au NE du réservoir Manicouagan (feuillets 22N16, 23C01, partie est du feuillet 23C02 et partie sud du feuillet 23C08; Clarke, 1977).

Il est bon de mentionner que des niveaux de métamonzonite sont localement associés aux roches gabbroïques (Jackson, 1976; Indares, 1993). Jackson (1976) a corrélé ces niveaux de métamonzonite avec la Suite intrusive de Shabogamo. Cependant, Indares (1993) remarque que la déformation masque les relations primaires entre ces deux types de roche. Par endroits, la métamonzonite contient des enclaves de gabbro. Ailleurs, un dyke mafique, de texture et de composition similaires à celles des faciès de bordure des filons-couches gabbroïques, coupe cependant la métamonzonite. À un autre endroit, on note que le gabbro est séparé de la métamonzonite par une zone de diatexite. Ces relations suggèrent que la métamonzonite est antérieure aux roches gabbroïques et qu’elle ne peut pas être corrélée avec la Suite intrusive de Shabogamo.

 

Suite intrusive de Shabogamo 3 (mPsha3b) : Orthogneiss felsique

À l’est de la rivière Moisie (partie est du feuillet 23B07), l’orthogneiss felsique est de couleur foncée, à grain moyen et contient des lentilles de quartz gris et de minéraux ferromagnésiens serties dans une matrice de feldspath brun saccharoïde (Clarke, 1967). La plupart des échantillons sont légèrement gneissiques et laissent voir de minces bandes mixtes mafiques et felsiques alternant avec des bandes felsiques plus épaisses, ou des taches mafiques ou des lentilles de quartz avec une orientation préférentielle.

La plupart des échantillons contiennent 20 à 40 % de plagioclase (An_10-15), 30 à 56 % de microcline perthitique, 0 à 20 % de quartz, 0 à 3 % de biotite, 2 à 10 % de hornblende, 0 à 3 % d’hypersthène, 1 à 5 % d’aégyrine-augite, 1 à 4 % de grenat, ∼1 % de minéraux opaques (oxydes) et des traces d’apatite, de zircon et de titanite (Clarke, 1967). Le microcline à texture perthitique forme des grains équidimensionnels d’environ 1,5 mm, dans lesquels la phase plagioclase apparaît sous forme de fines lamelles ou est exsolvée vers les bordures des grains. Le plagioclase constitue environ un quart à la moitié du volume de la perthite. Le plsgioclase forme également des grains équidimensionnels limpides de 0,2 à 0,5 mm qui sont interstitiels à la perthite. Sa composition est plus albitique que le plagioclase des autres types de roches. La biotite et la hornblende ont toutes deux un très fort pléochroïsme, et une teinte variant du jaune au noir pour la biotite et du vert brunâtre au brun très foncé pour la hornblende. L’hypersthène est faiblement pléochroïque du rose au vert et est partiellement altéré en un minéral jaune ou brun pâle. Le clinopyroxène est de variété aégyrine-augite allant du vert pâle au vert bouteille. Dans deux lames minces, le clinopyroxène contient des lamelles d’orthopyroxène similaires à celles qui se forment lors d’une transformation de la pigeonite en deux pyroxènes. De petits grains de grenat rouge foncé croissent au centre des grappes de plagioclase; ils ne sont en aucun cas en contact avec le microcline. Le zircon constitue de gros cristaux idiomorphes associés avec les minéraux opaques (oxydes). Bien qu’il s’agisse d’une roche riche en potassium, la biotite est rare, probablement parce que l’eau était limitée lors de la cristallisation.

L’orthogneiss felsique est cartographié séparément des roches gneissiques avoisinantes (Complexe de Molson Lake) en raison du microcline très perthitique, mais il est associé aux autres faciès mafiques de la Suite intrusive de Shabogamo car il contient de la biotite et de la hornblende très pléochroïques et des proportions relativement considérables d’oxydes et de zircon (Clarke, 1967). Les indices de réfraction de la biotite, de la hornblende et du grenat de l’orthogneiss felsique sont plus élevés que ceux des autres roches gneissiques (Complexe de Molson Lake). De plus, le plagioclase est également généralement plus albitique. La roche est le résultat de la différenciation des magmas de la Suite intrusive de Shabogamo sous des conditions de faible teneur en eau et de haute température. Un milieu pauvre en eau a favorisé la formation du microcline au détriment de la biotite, tandis que les températures élevées ont favorisé la dissolution du plagioclase dans le microcline, lequel s’est ensuite exsolvé lors du refroidissement pour former un microcline à texture perthitique (mPsha1).

 

Épaisseur et distribution

Au Québec, la Suite intrusive de Shabogamo s’étend de façon discontinue sur ~200 km selon un axe NE-SW et sur 120 km selon un axe NW-SE, du NE du réservoir Manicouagan jusqu’à la frontière avec la province de Terre-Neuve-et-Labrador (feuillets 22N09, 22N16, 22O10, 22O13 à 22O16, 23B01 à 23B12, 23B14 à 23B16, 23C01, 23C02 et 23C08). La plus grande concentration de filons-couches de l’unité se trouve cependant à l’est, à la frontière avec la province de Terre-Neuve-et-Labrador (partie est du feuillet 23B et coin NE du feuillet 22O) où elle se prolonge (p. ex. Jackson, 1976; Rivers, 1985; Rivers et Massey, 1985).

 

Datation

La datation U-Pb de zircons à cœurs ignés et bordures métamorphiques a donné un âge de cristallisation imprécis à 1596 +126/-99 Ma et un âge métamorphique à 1042 +22/-28 Ma (Cox et al., 1998). Par ailleurs, la datation Pb-Pb sur monazite et rutile d’un orthogneiss intermédiaire (mPsha3a) a donné des âges métamorphiques à 1019 ±2 ma et 930 ±3 Ma (Indares et Dunning, 2001).

Relations stratigraphiques

En général, les roches gabbroïques de la Suite intrusive de Shabogamo constituent de longs amas en forme de filons-couches qui forment des crêtes au-dessus de l’orthogneiss environnant (Complexe de Molson Lake) et des roches métasédimentaires du Groupe de Gagnon (Murphy, 1959; Clarke, 1960, 1961, 1962, 1963, 1967; Indares, 1993). Elles ont apparemment été injectées dans les roches compétentes lors de la déformation, puis elles-mêmes altérées lors des épisodes subséquents de métamorphisme (Clarke, 1963). La remobilisation prononcée de l’encaissant à proximité des filons-couches semble attribuable à la mise en place de ceux-ci (Indares, 1993).

Paléontologie

Ne s’applique pas.

Références

Publications accessibles dans SIGÉOM Examine

Autres publications

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Collaborateurs

Première publication

Céline Dupuis, géo., Ph. D. celine.dupuis@mrnf.gouv.qc.ca (rédaction) Philippe Pagé, géo., Ph. D. (coordination); Charles St-Hilaire, géo., M. Sc. (lecture critique); Simon Auclair, géo., M. Sc. (révision linguistique); André Tremblay (montage HTML).