Gilbert (1948, 1951 et 1955) note que la région des lacs Renault et Capisisit (feuillet SNRC 32G13) est dominée par des roches gabbroïques formant des corps allongés, principalement en intrusion dans la séquence régionale de roches volcaniques. Il observe également que ces corps sont concordants à la stratification régionale et que ce sont des filons-couches. Cependant, il ne propose aucune distinction au sein de cet ensemble, bien qu’une certaine hétérogénéité ait été remarquée en termes de lithologies.

Une trentaine d’années plus tard, Lamothe (1983) intègre les roches de ces filons-couches dans une unité formelle qu’il appelle le Complexe des chutes de l’Esturgeon. Il le décrit comme un ensemble d’intrusions stratiformes totalisant ≥1350 m d’épaisseur et comprenant de la péridotite, de la pyroxénite et du gabbro quartzifère. Par ailleurs, il propose deux sous-unités informelles pour distinguer : a) le gabbro mélanocrate ou leucocrate, le gabbro à quartz, le gabbro à phénocristaux de plagioclase et la hornblendite; et b) la pyroxénite.

Quelques années plus tard, Sharma et Lauzière (1986) et Giovenazzo (1986) dénombrent trois filons-couches associés au Complexe des chutes de l’Esturgeon dans la région du lac Renault et du canton de Boyvinet. Sharma et Lauzière (1986) donnent une description exhaustive du filon-couches le plus volumineux. Ceux-ci le nomment « filon-couche central » qui est « subdivisé en trois bandes importantes : pyroxénite ; gabbro ophitique et magnétique, grossier à très grossier (type « Ventures ») ; gabbro ophitique grossier à quartz ». Bien que « ces subdivisions sont arbitraires et indiquent simplement le type de roche prédominant dans chaque bande », elles sont retenues en 2019 dans le cadre d’un exercice d’harmonisation de la carte géologique interactive du SIGÉOM de la partie nord de la Sous-province de l’Abitibi (H. Hammouche, communication personnelle, 2022). Ainsi, le Complexe des chutes de l’Esturgeon est subdivisé en quatre unités informelles composés de : pyroxénite, péridotite (nAest1); gabbro, gabbro mésocrate, gabbro mélanocrate, gabbro à magnétite (nAest2); gabbro quartzifère (nAest3); et gabbro à magnétite leucocrate (nAest4).

Duquette (1970) suggère que les roche mafiques du Complexe des chutes de l’Esturgeon soient une extension du Filon-couche de Venture dans le canton de Kreighoff. Par la suite, Duquette (1982), puis Charbonneau et al. (1991), dans le cadre d’une synthèse géologique de la région de Chapais, associent le filon-couche du Complexe des chutes de l’Esturgeon, qui coupe la Formation de Blondeau dans la moitié sud du feuillet 32G13, à la Suite intrusive de Cummings. Pour cette raison, Beaudette et Daoudene (2022), dans le cadre d’un levé cartographique de la région du ruisseau aux Alouettes, l’intègrent officiellement dans cette suite en lui donnant le nom de Filon-couche d’Esturgeon. Ils révisent aussi la subdivision de l’unité en deux principales sous-unités formées de : pyroxénite, péridotite (nAest1); et gabbro indifférencié (nAest2). La deuxième sous-unité est localement subdivisée en gabbro magnésien (nAest2a) et gabbro quartzifère ferrifère (nAest2b). Les unités préexistantes nAest3 et nAest4 sont alors intégrées dans l’unité nAest2.

Sharma et Lauzière (1986) proposent que le Filon-couche d’Esturgeon soit le résultat d’injections multiples attribuées à deux séquences de différentiation magmatique :

• Pyroxénite-péridotite; gabbro à foliation primaire; gabbro ophitique magnétique; gabbro ophitique à quartz;
• Pyroxénite; leucogabbro; gabbro à quartz (moins grossièrement grenu que dans la première séquence).

Cependant, la subdivision actuelle du Filon-couche d’Esturgeon ne reflète pas ces deux séquences de différenciation, mais correspond plutôt à des critères pétrologiques. Le filon-couche présente une unité de pyroxénite et péridotite (nAest1) et une unité de gabbro indifférencié (nAest2). Cette dernière est elle-même localement subdivisée en gabbro magnésien (nAest2a) et gabbro quartzifère ferrifère (nAest2b) sur la base de critères pétrologiques et géochimiques. La description des unités qui suivent se base principalement sur celle du plus important des trois filons-couches, documenté par Sharma et Lauzière (1986) dans la région du lac Renault, et sur les travaux de Beaudette et Daoudene (2022) menés dans la région du ruisseau aux Alouettes.

Filon-couche d’Esturgeon non subdivisé (nAest) : gabbro quartzifère, pyroxénite et gabbro anorthositique

Cette unité non subdivisée regroupe les lithologies décrites ci-dessous.

Filon-couche d’Esturgeon 1 (nAest1) : pyroxénite, péridotite

Les roches de cette unité sont regroupées en deux phases ultramafiques et affleurent principalement à l’ouest de la route 113 (feuillets 32F09, 32G12 et 32G13).

Péridotite

Selon Sharma et Lauzière (1986, page 17), « la péridotite n’affleure qu’à quelques rares endroits dans le centre-nord de la région [du lac Renault] ; elle est gris-vert très foncé à noire en surface fraîche, brun-rouille à brun foncé en surface altérée et très magnétique. Elle peut également être talqueuse au toucher.

En lame mince, les formes originelles des cristaux équigranulaires d’olivine sont encore identifiables même si ceux-ci ont été remplacés par diverses combinaisons des minéraux suivants : serpentine, magnétite, talc, chlorite et carbonates. Dans plusieurs cristaux, la serpentine forme une très belle structure en sablier (figure 18), des structures réticulées (« mesh texture »), pseudo-fibreuses (selon Wicks et al., 1977, page 451) et lamellaires, ainsi que des veines avec fibres transversales. Un peu de chlorite est, par endroits, intimement associée à la serpentine. Dans d’autres cas, elle se présente en feuillets indépendants. Les anciens cristaux d’olivine peuvent aussi être entourés de talc et de carbonates à grain fin. La magnétite remplit les fractures et les plans de séparation des cristaux d’olivine, et aide à distinguer les formes originales de ceux-ci. Le contenu en chlorite et en talc est plus élevé dans les roches plus schisteuses. On observe aussi quelques fines disséminations de pyrite ».

Pyroxénite

D’après Sharma et Lauzière (1986, page 17), « La pyroxénite est la plus commune des roches ultramafiques dans la portion basale du filon-couche central [dans la région du lac Renault]. Elle est vert foncé à presque noire, de grain grossier à très grossier (fin à moyen par endroits), dense et magnétique ou non. Elle forme une bande cartographiable immédiatement à l’est du pluton du lac Capisisit ». Vers le sud-ouest, dans la région de Desmaraisville, la pyroxénite forme aussi des niveaux cartographiables (Giovenazzo, 1986).

Sharma et Lauzière (1986, pages 17 à 18) avancent que « Les ferromagnésiens dans les variétés plus grossières se présentent en cristaux atteignant 3 par 1 cm. Des variations granulométriques peuvent s’observer même à l’échelle de l’affleurement. Les ferromagnésiens sont généralement orientés de façon aléatoire, mais ils montrent localement un bon alignement, interprété comme une structure ignée primaire. Dans le plan de cet alignement les cristaux présentent une texture « decussate ». A quelques rares endroits on observe un bon litage magmatique, marqué par l’alternance de bandes centimétriques à grain très grossier et de bandes à grain plus fin. Ce litage s’accompagne d’un alignement préférentiel des ferromagnésiens. Les plagioclases intercumulus dépassent rarement 10 à 15 % du total des minéraux [1 à 10 % pour Giovennazo (1986)]; certains affleurements en présentent cependant de fortes concentrations. Des cristaux de magnétite automorphes à subautomorphes sont aussi présents à quelques endroits. Il est très commun d’observer des zones de cisaillement accompagnées d’une schistosité et d’une transformation des minéraux mafiques originels en chlorite et en actinote. Généralement, ces zones sont très étroites, et la pyroxénite demeure massive de part et d’autre. À l’intérieur de la pyroxénite, on observe des variations locales en mélanogabbro, en gabbro à foliation primaire, en gabbro ophitique très grossier et même en gabbro à quartz.

La majorité des lames minces révèlent que le clinopyroxène original a été presque entièrement transformé en amphibole. Seules quelques lames minces (provenant des roches à l’ouest du lac Poire) montrent des vestiges importants de clinopyroxène. On note de belles textures cumulus formées par l’accumulation de cristaux de clinopyroxène maclés ou non, équigranulaires, automorphes à subautomorphes. Les clinopyroxènes montrent de belles sections transversales et longitudinales. De longues et minces baguettes d’actinote aciculaire ou prismatique occupent les petits interstices entre les cristaux de clinopyroxène. Ceux-ci ont été transformés en actinote et plus rarement en oxyhornblende près de leurs bordures ou en taches irrégulières. L’oxyhornblende, associée à l’actinote, est plus commune au voisinage des cristaux de magnétite. Dans quelques cas, on observe de petits grains résiduels de magnétite près de l’oxyhornblende ou de fines disséminations de magnétite à l’intérieur de cristaux d’oxyhornblende […].

De faibles quantités de plagioclase intercumulus forment des plages remplissant les interstices entre les cumulats de clinopyroxène. Les plagioclases, maclés, peuvent contenir de petites taches d’épidote, d’actinote et de carbonates. Quelques-uns sont entièrement remplacés par l’épidote (pistachite). Un peu d’épidote, associée à l’actinote, est aussi présente. On a aussi observé, associées aux cristaux d’actinote dans les interstices des cristaux de clinopyroxène, des quantités minimes de chlorite et de biotite, en feuillets. La magnétite forme des grains automorphes à subautomorphes, de grosseur variable. Elle peut être entourée et même complètement remplacée par le leucoxène et le sphène. Quelques grains dispersés de pyrite sont aussi présents.

Dans la majorité des cas où les clinopyroxènes ont été totalement transformés en amphiboles et où la roche n’a pas été affectée par la déformation, les textures cumulus décrites ci-dessus ont été conservées. Les amphiboles qui ont remplacé les clinopyroxènes comprennent l’actinote, la hornblende et l’oxyhornblende. Elles sont monocristallines ou polycristallines. Dans ce dernier cas, elles se présentent en agrégats sans orientation optique préférentielle ou avec plus ou moins la même orientation. Ici aussi, l’oxyhornblende et la biotite sont à proximité des grains de magnétite plus ou moins altérée en leucoxène et en sphène. De faibles quantités d’épidote et de chlorite, associées aux amphiboles, sont présentes. On note aussi des quantités variables, mais mineures, de plagioclases intercumulus. Ceux-ci peuvent contenir de la séricite, de l’épidote, des carbonates et de l’actinote. Les autres minéraux accessoires comprennent l’apatite, le zircon et la pyrite.

Tel que mentionné plus haut, il est commun d’observer, dans la pyroxénite massive, des zones étroites de cisaillement accompagnées d’une schistosité. Le même phénomène est observé à l’échelle microscopique. Au fur et à mesure que l’intensité de la déformation s’accroît, la texture primaire du cumulat à clinopyroxène est oblitérée et remplacée par des textures de déformation et, dans les cas extrêmes, par une schistosité. Les zones cisaillées, à grain fin, contiennent des amphiboles nématoblastiques, de la chlorite lépidoblastique et généralement un peu de carbonates. Les cristaux de magnétite, qui ont également subi une déformation, tendent à être remplacés par le sphène et le leucoxène. Dans les pyroxénites un peu moins déformées, il y a beaucoup de gros cristaux d’amphibole ; les minéraux interstitiels sont des amphiboles (± chlorite) à grain plus fin, prismatiques à aciculaires ou fibreuses, nématoblastiques, qui définissent une foliation qui contourne les grosses amphiboles. Celles-ci montrent aussi des effets de la déformation; certaines sont brisées ou tordues.

Dans quelques lames minces, deux types de cristaux de magnétite ont été observés. Dans le premier, ils sont déformés, étirés parallèlement à la foliation et associés au sphène et au leucoxène. Dans le second, ils sont cubiques, automorphes à subautomorphes, sans leucoxène ou sphène et intimement associés à de faibles quantités de pyrite. Ces deux types de cristaux représentent deux épisodes de minéralisation ».

Les travaux de Beaudette et Daoudene (2022) dans la région du ruisseau aux Alouettes montrent que la pyroxénite est ici à grain fin, homogène et foliée. Elle présente une patine d’altération vert sombre et une cassure fraîche gris verdâtre. Elle contient <10 % de plagioclase et présente >75 % de minéraux ferromagnésiens. En lame mince, la roche est principalement composée d’un mélange d’actinote et de hornblende formant des grains prismatiques xénomophes plus ou moins trapus ou aciculaires. Ces amphiboles sont vraisemblablement issues de l’ouralitisation complète de cristaux de clinopyroxène. Tout porte à croire que l’orthopyroxène était absent à l’origine et qu’il s’agissait d’une clinopyroxénite. Bien que la roche soit généralement bien foliée, elle montre une structure primaire de cumulat. La titanite et les minéraux opaques sont par endroits très abondants et peuvent représenter près de 10 % de l’ensemble des minéraux de la roche. L’épidote, la calcite et, dans une moindre mesure, la chlorite sont des minéraux d’altération communs et en grande partie issus de la saussuritisation des grains de plagioclase. De rares cristaux de serpentine et de talc sont localement observés en amas et semblent indiquer que l’olivine était à l’origine présente en faible proportion.

Filon-couche d’Esturgeon 2 (nAest2) : gabbro indifférencié

Sharma et Lauzière (1986) ont été les premiers à faire une description complète des phases gabbroïques du Filon-couche d’Esturgeon dans la région du lac Renault. Ils avaient dénombré trois phases : (i) un gabbro à foliation primaire; (ii) un gabbro ophitique et magnétique grossier à très grossier; et (iii) un gabbro à quartz. En 2009, les deux dernières phases avaient été respectivement attribuées aux sous-unités informelles nAest2 et nAest3, à la suite d’un exercice d’harmonisation de la carte géologique interactive du SIGÉOM dans la partie nord de la Sous-province d’Abitibi. Cependant, comme le montrent Beaudette et Daoudene (2022), cette distinction entre les différents gabbros ne semble pas applicable à l’ensemble du filon-couche. Dans la partie SE du feuillet 32G13, des critères préalablement établis pour distinguer les gabbros concernent la même phase. Ils préfèrent donc une division qui repose à la fois sur des critères pétrologiques et chimiques. Pour plus de cohérence avec leur résultat, les sous-unités informelles préexistantes nAest2 et nAest3, ainsi que la sous-unité de gabbro à magnétite leucocrate nAest4, ont été regroupées dans la sous-unité de gabbros indifférenciés nAest2.

Voici les descriptions de Sharma et Lauzière (1986) concernant les trois phases de gabbro qu’ils ont observées dans la région du lac Renault :

Phase (i) : gabbro à foliation primaire

Sharma et Lauzière (1986, pages 18 à 19) décrivent cette phase comme « un gabbro grossier, magnétique, possédant une foliation ignée primaire, caractérisée par l’orientation préférentielle de minces lattes de plagioclase et de cristaux prismatiques de ferromagnésiens. Les ferromagnésiens montrent une texture « decussate » dans le plan de foliation primaire. Les cristaux de plagioclase et de ferromagnésiens peuvent atteindre quelques centimètres de longueur. (…). En lame mince, les amphiboles (hornblende) et les plagioclases possèdent un arrangement subparallèle. La hornblende forme de gros cristaux prismatiques, automorphes à subautomorphes et généralement maclés. La bordure des cristaux a tendance à être plus foncée que le coeur. Les amphiboles sont généralement monocristallines mais quelques-unes sont polycristallines. Quelques plages d’amphibole contiennent de minces cristaux d’amphiboles prismatiques, aciculaires ou fibreuses près de leurs bordures. Les cristaux de plagioclase forment de grosses et de petites lattes prismatiques et, plus rarement, des plages dans les interstices entre les cristaux de hornblende. Le degré de saussuritisation et de séricitisation est variable. Les plagioclases fortement saussuritisés contiennent d’abondants cristaux d’épidote (pistachite) subautomorphes à xénomorphes et des taches de carbonates, surtout dans leurs parties centrales. On peut encore voir des macles (Carlsbad, polysynthétiques) dans leurs bordures, qui sont moins altérées. Les cristaux de plagioclase sont aussi parsemés d’amphibole aciculaire ou fibreuse. De faibles quantités d’épidote sont aussi associées aux cristaux de hornblende. Les minéraux accessoires sont la magnétite, le leucoxène, le sphène, la pyrite, l’apatite, le zircon, les carbonates et l’allanite. La magnétite forme de gros cristaux automorphes à subautomorphes. Dans certains cas, ces cristaux sont fortement altérés en sphène et leucoxène ; il ne reste alors que des grains résiduels, les formes initiales des cristaux étant tout de même conservées ».

Phase (ii) : gabbro ophitique magnétique, à grain grossier à très grossier

Selon Sharma et Lauzière (1986, pages 19 à 20) : « Le gabbro ophitique magnétique […] possède une texture similaire à celle des gabbros de Ventures de la région de Chibougamau-Chapais. Sa granulométrie est très variable : grossière à très grossière et même subpegmatitique (ou micropegmatitique). Elle peut varier énormément d’un affleurement à l’autre ou même à l’échelle d’un affleurement. […] Les cristaux de plagioclase et de ferromagnésiens peuvent atteindre une longueur de 4 cm, mais ne dépassent généralement pas 1 à 2 cm. Les minéraux mafiques varient en abondance; leur augmentation locale et la diminution du plagioclase interstitiel font passer le gabbro à une pyroxénite. Des disséminations de cristaux grossiers de magnétite sont responsables du magnétisme de la roche. Les minéraux essentiels de ces gabbros sont le plagioclase et la hornblende. Des clinopyroxènes résiduels ont rarement été observés ; leur présence prouve cependant que la hornblende est en fait un pseudomorphe des clinopyroxènes.

Dans certaines lames minces, de gros et longs cristaux de hornblende et de plagioclase automorphes à subautomorphes sont présents; dans d’autres, seuls les cristaux de plagioclase sont bien formés tandis que la hornblende forme des plages à bordures irrégulières occupant les interstices entre les cristaux de plagioclase. Ces derniers forment de belles textures ophitiques à subophitiques. La hornblende dans les interstices est monocristalline ou polycristalline, avec la même orientation optique. Le gabbro à cristaux de plagioclase bien formés possède donc une texture cumulus, qui résulte de l’accumulation de ceux-ci; les minéraux mafiques interstitiels ont cristallisé à partir du liquide résiduel. Par contre, le gabbro à gros cristaux de hornblende et de plagioclase automorphes à subautomorphes représente plutôt la cristallisation directe du magma par la précipitation plus ou moins simultanée de cristaux bien formés de plagioclase et de minéraux mafiques (Wager & Brown, 1967, page 96). Ces deux sortes de texture sont observables dans les gabbros de type « Ventures ».

Les rares cristaux résiduels de clinopyroxène se présentent dans les coeurs des gros cristaux de hornblende ou forment des plages irrégulières ailleurs dans ces derniers. Tel que mentionné précédemment, la hornblende forme de gros cristaux prismatiques, automorphes à subautomorphes, ou des plages irrégulières occupant les interstices entre les cristaux de plagioclase. Ces types de hornblende ont tendance à être coronitiques en ce sens que la bordure est plus foncée que le coeur. Cette bordure contient également de minces cristaux de hornblende prismatiques, aciculaires ou fibreux qui lui donnent une apparence dentelée. La plupart des gros cristaux de hornblende sont plus ou moins poecilitiques, surtout dans la zone entre la bordure et le coeur. La nature poecilitique est montrée par la présence de petits grains de quartz et de magnétite probablement formés lors de la transformation des clinopyroxènes en amphiboles.

Les minéraux mafiques occupant les petits interstices entre les lattes de plagioclase sont généralement constitués de cristaux d’amphibole minces, prismatiques, aciculaires ou fibreux, qui se disposent en éventail ou en rosettes.

De faibles quantités d’oxyhornblende brun foncé et fortement pléochroïque forment de longs et minces cristaux prismatiques et aciculaires, souvent en éventail ou en rosettes, associés aux cristaux de hornblende ordinaire. Le développement de cette oxyhornblende est postérieur à celui de la hornblende ordinaire.

Les cristaux de plagioclase, de taille variable, sont automorphes à subautomorphes et bien maclés. Les lames minces révèlent des degrés variables de saussuritisation, de séricitisation et de chloritisation. Certains sont plus saussuritisés au coeur qu’en bordure. Des portions de cristaux sont remplacées par de l’épidote en amas (zoïsite, clinozoïsite) finement grenus ou en grains (pistachite) automorphes à subautomorphes plus grossiers. De plus, les cristaux de plagioclase contiennent des cristaux fins d’amphiboles aciculaires à fibreuses, souvent en disposition radiale ou en éventail. L’épidote peut également se former sur la hornblende. Dans quelques lames minces, de petits feuillets de biotite (brun verdâtre) sont aussi présents en faible quantité, surtout au voisinage des grains de magnétite. La chlorite, très rare, est associée à la hornblende et à la biotite.

Dans certaines lames minces, le gabbro de type « Ventures » faiblement tectonisé montre des textures de déformation, telles la texture en mortier autour des cristaux de plagioclase, des cristaux de plagioclase et de hornblende tordus et brisés et même, dans quelques rares cas, des évidences de développement de crénulations dans les plages mafiques. Les plagioclases écrasés et recristallisés qui donnent la texture en mortier se présentent en grains polygonaux généralement maclés. Dans quelques lames minces, on observe de petits cristaux de grenat automorphes à subautomorphes, pœcilitiques ou non, dans les zones de texture en mortier. Le grenat s’est également développé à l’intérieur des cristaux de plagioclase ; il est quelquefois associé à la hornblende. Les observations pétrographiques suggèrent la séquence suivante de formation des amphiboles et des grenats : hornblende ordinaire — grenat — hornblende brune (oxyhornblende).

Localement, ces gabbros contiennent un peu de quartz interstitiel à arêtes anguleuses. Le quartz est généralement monocristallin; ici et là, il est cependant polycristallin, avec des bordures suturées. Dans quelques cas, les cristaux de plagioclase au voisinage des grains de quartz montrent une intercroissance myrmékitique ou granophyrique de quartz et de plagioclase.

Les minéraux accessoires des gabbros de type « Ventures » comprennent la magnétite, le leucoxène, le sphène, la pyrite, l’apatite, le zircon, l’allanite et des carbonates. La magnétite forme de gros et de petits cristaux automorphes à subautomorphes ou de grandes plages, remplacés, à divers degrés, par le leucoxène et le sphène, tout en conservant leurs formes originelles. Dans certains cas, il ne reste que des cristaux squelettiques de magnétite et les vides sont alors remplis de leucoxène, de sphène, d’épidote, de plagioclase, de biotite et de chlorite. Dans d’autres cas, seuls de petits grains de magnétite subautomorphes à xénomorphes demeurent alors que les autres cristaux sont entièrement remplacés par le sphène et le leucoxène. Les cristaux de pyrite sont un peu plus petits que ceux de magnétite. La pyrite est dispersée dans la roche ou intimement associée à la magnétite. L’apatite, automorphe à subautomorphe, forme des cristaux de taille variable. L’allanite, généralement zonée, forme quelquefois le coeur des grains d’épidote ; elle développe aussi des halos pléochroïques dans la hornblende. Le zircon, en petits cristaux, est le moins abondant des minéraux accessoires.

Dans les gabbros un peu plus déformés, les textures ignées primaires sont oblitérées et remplacées par des textures dues à la déformation et au métamorphisme. Une augmentation de la déformation cataclastique s’est accompagnée d’une bonne foliation. Celle-ci est marquée par des cristaux de hornblende nématoblastiques et par des cristaux de biotite et de chlorite lépidoblastiques. A quelques endroits, les gabbros extrêmement déformés sont schisteux et ankéritisés. La schistosité pénétrative (S₁) est définie par : une orientation préférentielle de la hornblende; des lamelles de chlorite et de biotite ; des traînées de grains de magnétite; des plagioclases lenticulaires; du quartz rubané, etc. Elle peut être déformée par un clivage par pli-fracture ou par un clivage de crénulation (S₂) avec lequel elle forme un angle prononcé ».

Phase (iii) : gabbro à quartz

Sharma et Lauzière (1986, pages 20 à 22) indiquent que ce gabbro « est similaire à ce dernier [au gabbro de type « Ventures »], sauf qu’il est moins grossier et plus felsique. Le quartz, souvent bleuté, est interstitiel ; il peut constituer entre 15 et 20 % de la roche. Le quartz sert à déterminer la polarité dans les filons-couches mafiques ; il peut toutefois montrer une distribution erratique, résultant de différenciations locales à n’importe quelle position dans le filon-couche. Par conséquent, on peut trouver, même dans un affleurement de pyroxénite, des cristaux grossiers interstitiels de quartz bleuté dans les zones riches en plagioclase. Le gabbro à quartz qui affleure sur la colline à l’ouest du lac Renault a subi une déformation cataclastique intense due à sa position dans la charnière d’un pli. Il a été transformé en un gneiss bien folié et, même, en schistes par endroits.

Microscopiquement, le gabbro à quartz contient du quartz interstitiel, lequel donne également des textures myrmékitiques à granophyriques dans les cristaux de plagioclase adjacents. La quantité de quartz et d’intercroissances granophyriques augmente vers l’est, i.e. vers les portions sommitales du filon-couche central. Les grains de quartz ont des bordures anguleuses, vu leur position interstitielle entre les lattes de plagioclase et les cristaux de hornblende. Le quartz est monocristallin, ou polycristallin avec des bordures suturées ou polygonales. Il montre généralement des extinctions lamellaires dues à la déformation.

Le gabbro à quartz a semblé mieux enregistrer la déformation et la foliation que le gabbro de type « Ventures ». La foliation est définie par l’orientation préférentielle de la hornblende, de la chlorite et du quartz étiré ainsi que par les traînées de grains de magnétite. Les textures de déformation sont : la texture en mortier autour des cristaux de plagioclase et de quartz, les cristaux tordus et brisés de plagioclase et de hornblende, l’étirement des cristaux de quartz et de magnétite, etc. Tel que mentionné plus haut, le gabbro à quartz qui affleure sur la colline à l’ouest du lac Renault représente un cas extrême de déformation cataclastique, de recristallisation et de métamorphisme qui l’a transformé en un gneiss bien folié et même en schistes. Les lames minces montrent des degrés variables de déformation cataclastique et de recristallisation. Elles révèlent également une très bonne foliation marquée par la ségrégation métamorphique en zones discontinues riches en minéraux mafiques et en minéraux leucocrates. Les zones leucocrates contiennent des quantités variables de grands cristaux résiduels de plagioclase et de quartz et des grains quartzo-feldspathiques cataclasés et recristallisés. La quantité de grands cristaux résiduels diminue avec l’accroissement de la déformation cataclastique. La foliation contourne ces cristaux. Les grains fins quartzo-feldspathiques ont des bordures polygonales, suturées ou xénomorphes, selon le degré de recristallisation durant la cataclase. Les xénocristaux de plagioclase conservent leurs macles. L’intensité de la séricitisation et de la saussuritisation est variable. Les cristaux de plagioclase, plus fins, sont plus rarement maclés. Les grains originels de quartz se présentent maintenant en plages rubanées et lenticulaires, parallèlement à la foliation prédominante. Ils montrent généralement une extinction lamellaire. Dans les zones mafiques, la hornblende forme des cristaux prismatiques à aciculaires, équigranulaires à porphyroblastiques, et nématoblastiques, parallèlement à ta foliation. Des quantités mineures de biotite lépidoblastique sont intimement associées à la hornblende, surtout près des traînées de grains de magnétite. L’épidote (pistachite) est associée aux plagioclases et aux minéraux mafiques. D’autres minéraux mafiques, présents en quantités variables, sont l’oxyhornblende et la chlorite. Quelques lames minces révèlent un grenat rose et limpide formé de petits cristaux subautomorphes à xénomorphes, isolés ou en petit amas et traînées, surtout dans les zones leucocrates et même à l’intérieur des cristaux de plagioclase. La magnétite se présente en grains étirés ou en bandes lenticulaires contenant des amas de petits grains. Ces grains peuvent être entourés de leucoxène, de sphène, de biotite, d’épidote et de carbonates. Le sphène est aussi présent en cristaux isolés, xénomorphes à subautomorphes. Les autres minéraux accessoires sont : la pyrite, l’apatite, l’allanite, le zircon, les carbonates et la tourmaline. L’allanite, zonée, forme ici et là des halos pléochroïques dans la biotite et la hornblende.

Sur la base d’observations pétrologiques et d’analyses chimiques, Beaudette et Daoudene (2022) ont subdivisé dans la région du ruisseau aux Alouettes l’unité nAest2 en deux sous-ensembles composés de gabbro magnésien (nAest2a) et de gabbro quartzifère ferrifère (nAest2b). Les roches de ces unités montrent des compositions minéralogiques et chimiques de gabbro et une affinité tholéiitique (Beaudette et Daoudene, 2022).