Stock de Dolodau
Étiquette stratigraphique : [narc]dol
Symbole cartographique : nAdol
 

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Subdivision(s) informelle(s)
La numérotation ne reflète pas nécessairement la position stratigraphique.
 
nAdol2 Granodiorite, carbonatite
nAdol1 Syénite
 
Auteur(s) : Nantel, 1985
Âge : Néoarchéen
Stratotype : Aucune coupe type n’a été définie, mais les décapages de la zone aurifère Simard (Dolodau) situés le long du chemin forestier L-213, à l’ouest du lac Chrissie, constituent un bon endroit pour observer les différents faciès de l’intrusion
Région type : Le Stock de Dolodau affleure en bordure du chemin forestier L-213, accessible depuis le kilomètre 317 de la route 113, dans le feuillet SNRC 32G14-200-0102
Province géologique : Province du Supérieur
Subdivision géologique : Sous-province de l’Abitibi
Lithologie : Syénite, granodiorite, carbonatite
Catégorie : Lithodémique
Rang : Lithodème
Statut : Formel
Usage : Actif

 

 

Historique

Cette intrusion a été découverte au début des années 1980 par les géologues résidents de Chibougamau, André Gobeil et Claude Hébert. Elle a par la suite fait l’objet d’une cartographie détaillée par Descarreaux et al. (1982), puis a été nommée « Stock de Dolodau » par Nantel (1985). Les caractéristiques pétrographiques du Stock de Dolodau ont été décrites de façon exhaustive dans le mémoire de Bédard (1988) ainsi dans l’article associé (Bédard et Chown, 1992). L’étude des différentes lithologies du Stock de Dolodau a été réalisée principalement dans le secteur de l’indice Simard (Dolodau) qui a fait l’objet de nombreux décapages (Simard et Houle, 1988). Ceux-ci ont été nettoyés et agrandis à de multiples reprises (De Chavigny, 1999; Tremblay et al., 2008; Tremblay et Berny, 2018).

Le Stock de Dolodau est situé à la jonction des cantons Dolomieu et Daubrée, d’où son nom.

Description

Le Stock de Dolodau constitue une intrusion zonée comprenant une unité centrale formée de syénite (nAdol2) et une unité de granodiorite et de monzonite coupées par des dykes de carbonatite (nAdol1) en périphérie.

Stock de Dolodau 1 (nAdol1) : granodiorite, monzodiorite, carbonatite

La portion externe du Stock de Dolodau est constituée de granodiorite et d’une fine bande de monzonite au contact de l’unité nAdol2. Selon Bédard (1988, pages 9 à 16) :

« La granodiorite est une roche leucocrate de couleur blanc rosâtre mouchetée. L’indice de coloration est très faible. Il varie entre 0 et 5. La granulométrie est plutôt fine. La roche ne présente pas de texture orientée évidente. Une très légère foliation mise en valeur par les minéraux ferromagnésiens est observable. Des micropegmatites sont observées un peu partout dans la granodiorite. Elles se composent de quartz et de feldspath potassique principalement. Des plagioclases, un peu d’hématite et quelques grains de calcite constituent les minéraux accessoires. Les cristaux mesurent en moyenne 0,5 cm et quelques-uns mesurent 2 cm au maximum. Ces pegmatites se caractérisent par une auréole rosée (plus riche en hématite) de 0,5 à 2 cm d’épaisseur. Elles ne mesurent généralement pas plus de quelques dm et peuvent parfois aller jusqu’à 1,5 m. Ces micropegmatites recoupent tous les types d’enclaves. La granodiorite a une granulométrie de 1 à 2 mm et une couleur rose pâle. Les minéraux ferromagnésiens sont très peu abondants (maximum de 5 % localement, et le plus souvent moins de 1 %). Le quartz se maintient entre 18 % et 23 % (et ne dépasse pas souvent les proportions de plus de 20 %). Les cristaux sont xénomorphes à hypidiomorphes. Les feldspaths potassiques s’identifient comme des microclines perthitiques où les perthites sont lamellaires. Les plagioclases sur lesquels il a été possible de vérifier la calcicité (par méthode optique) sont des oligoclases (An10 à An30). Les feldspaths présentent souvent des zonations qui peuvent être spectaculaires dans certains cas. Une couronne de microcline orne parfois les plagioclases et l’inverse est possible. Le quartz est généralement interstitiel. Il présente alors une forme amyboïdale avec des bras qui s’étendent à la façon d’un astérisque. Des myrméckites s’y retrouvent peu abondamment, mais quelques exemples sont identifiables. Les feldspaths montrent des altérations en séricite, ces altérations étant plus prononcées au centre des plagioclases zonés. Dans quelques échantillons, une faible altération en kaolinite se présente sur les feldspaths. Des relations d’inclusions d’un minéral dans un autre sont souvent présentes. Le quartz peut contenir de la microcline (ayant assez fréquemment la forme de petits amiboïdes). Le microcline se retrouve aussi en inclusions dans les plagioclases. Les minéraux accessoires sont la biotite, la calcite, une amphibole intermédiaire, la pyrite, l’hématite et la sphène. Une altération secondaire de ces minéraux est parfois observable. La biotite, par exemple, montre quelque fois une altération en chlorite. Les quartz et feldspaths montrent généralement des indices de faibles déformations (extinction roulante par exemple). Quelques échantillons présentent des textures qui semblent être protoclastiques. Ils montrent des grains de quartz qui ont débuté leur éclatement, celui-ci ayant cependant avorté avant la séparation réelle des grains. Ce qui revient à dire que les grains de quartz montrent des indentations semblables à des débuts de séparation du grain de quartz en plusieurs cristaux. Il semble y avoir des subgrains (Heard et Raleigh, 1972). »

Toujours selon Bédard (1988, pages 19 à 22) :

« La monzonite est l’unité intermédiaire entre la syénite et la granodiorite. Elle se présente sous forme d’une mince bande plus ou moins diffuse avec des contacts graduels. Texturalement ces roches sont très semblables aux granodiorites si ce n’est la proportion des minéraux essentiels qui est différente. Elles présentent donc une teinte blanche rosée et un faible indice de coloration (inférieur à 5). Les minéraux foncés donnent un aspect moucheté à la roche. La différence entre la granodiorite et la monzonite est une plus grande abondance de microcline (donc une teinte légèrement plus rosée) et moins de quartz. La monzonite est plus blanchâtre que la syénite et à granulométrie légèrement plus fine. Les affleurements sont moins abondants que pour la granodiorite, pour les mêmes raisons que la syénite. La granulométrie est de 0,1 à 0,5 mm avec quelques phénocristaux de 1 à 3 mm. Le quartz y est interstitiel et en grands amyboïdes. Les feldspaths potassiques sont des microclines perthitiques et sont en général un peu plus gros que les plagioclases. La texture de transition hypersolvus à subsolvus y est aussi présente. Les feldspaths montrent souvent une bordure festonnée. La calcite, les opaques et la chlorite se retrouvent en petits amas interstitiels. Les grains de feldspaths sont enrobés d’une légère couche d’hématite. »

Bédard (1988, pages 42 à50) mentionne que les dykes de carbonatites :

« […] s’observent sur une largeur de 25 à 50 m par une longueur de 350 m environ. Leur composition varie très rapidement. À l’intérieur de 1 m, les variations de proportions minéralogiques peuvent être très grandes. Ils contiennent des enclaves de roches supracrustales (épontes) ainsi que de syénite. Les enclaves se présentent comme des ovoïdes de couleur vert foncé (supracrustales) en patine d’altération et de couleur rouge brique (syénite). Des failles NW et NE hachurent les dykes avec des signatures plus ou moins nettes. Les principaux minéraux sont la calcite et la biotite accompagnées de minéraux accessoires variables. Il est possible de diviser ces dykes en deux groupes selon leur texture et leur minéralogie. Il y a la sovite à biotite pegmatitique (Heinrich, 1966), la silicocarbonatite à amphibole et biotite et la brèche fénitisée (Currie, 1976; Heinrich, 1966). Il y a des hétérogénéités à l’intérieur de ces divisions. Ainsi deux roches d’une même division pourront présenter des styles très différents. Les transitions entre les divisions sont plus ou moins graduelles.

La sovite à biotite forme des affleurements très spectaculaires. Ils se caractérisent par une couleur rose ou blanche (calcite) ponctuée de gros feuillets de biotite abondants. La granulométrie est très variable; elle peut passer de 15 cm à 1 mm. La biotite représente la granulométrie la plus grossière. De grosses masses brunes et vertes se retrouvent dans les affleurements correspondant à des enclaves plus ou moins digérées. Aucune fabrique évidente n’a été observée. De gros blocs très anguleux sont séparés par de la sovite à biotite sous forme d’une brèche d’intrusion. La sovite à biotite se caractérise par de la calcite rose (parfois blanche) et de la biotite (verte en lumière naturelle au microscope) souvent déformée. La biotite est généralement en kink et contient des inclusions des autres minéraux, tels que feldspaths alcalins et calcite. Les proportions des divers minéraux sont très variables d’un endroit à l’autre. Les variations passent d’un extrême à l’autre, soit de 100 % de calcite à 100 % de biotite. Dans l’ensemble la biotite ne dépasse pas les 30 %. Les cristaux de biotite se retrouvent en gros « livrets » et mesurent jusqu’à 10 cm de long par 5 cm de large, ou encore en petits cristaux disséminés. Les calcites mesurent de 0,1 à 1 cm de diamètre. Les feldspaths potassiques sont généralement recristallisés (points triples) et il y a de la calcite entre les cristaux. La calcite et la biotite sont dans des relations d’amas amiboïdaux dans une matrice de calcite principalement. Des grains de magnétite, pyrite et chalcopyrite représentent les minéraux opaques. Les textures de cataclase y sont souvent présentes. Généralement les feldspaths potassiques « flottent » dans la calcite et y sont arrondis par la corrosion du magma carbonaté. Un faible rubanement est parfois observable avec des relations minéralogiques suggérant une texture oeillée. Il y a quelques inclusions de biotite dans les feldspaths potassiques. Les zones pegmatitiques sont en poches de plusieurs centimètres et sont transitionnelles avec la sovite non pegmatitique. Les enclaves de roches supracrustales sont transformées à divers degrés en glimmérite (Sorensen, 1974; Currie, 1976). Les enclaves de syénite se retrouvent sous forme d’amas de feldspaths potassiques de quelques centimètres ou encore de reliques à clinopyroxène et apatite. Leur texture est alors hétérogène. Les feldspaths potassiques sont des reliques altérées en séricite et épidote. Les différentes zones texturales se présentent par amas (ou « patch ») séparés par de la calcite très finement grenue. Il y a une veinule opaque relique bordée par une bande de 1 à 5 mm de biotite. Certains de ces amas se composent de biotite finement cristallisée. D’autres amas montrent de la biotite bien cristallisée mais accompagnée d’apatite et de clinopyroxène (aégyrine-augite de 3 à 10 mm). Une texture particulière se retrouve dans cette partie. Des bâtonnets de tourmaline (?) se positionnent de façon à former comme le pourtour d’un minéral disparu. Ce cristal relique est maintenant remplacé par de la calcite. Par endroits la roche devient très riche en biotite (plus de 50 %) devenant alors une glimmérite calcique. Le passage est transitionnel avec la sovite à biotite. La texture d’ensemble peut être exprimée comme des amas calcitiques de composition devenant plus riches en feldspaths potassiques ou en biotite. Ce qui correspond probablement aux deux types d’enclaves qui sont présentes dans la carbonatite. Les contacts de cette unité (seuls contacts observés) se caractérisent par une zone de glimmérite (Currie, 1976; Sorensen, 1974) ou biotitite. La zone mesure en moyenne 30 cm d’épais.

La silicocarbonatite à amphibole et biotite sont des roches grises et noires qui forment de mauvais affleurements très friables. À prime abord, l’affleurement ressemble à de la biotite recouvrant le sol. La calcite se dissolvant par les eaux météoriques, il ne semble demeurer que de la biotite. Il n’y a pas de fabrique visible, mais des textures particulières décrites plus loin dans le texte. Elle se compose de calcite (30 %), biotite (20 %), feldspath potassique (19 %), tschermakite (20 %) et d’apatite (1 %). En traces, les minéraux suivants sont présents: aégyrine-augite, épidote et katophorite. La granulométrie est fine, 0,2 à 1 mm, et la calcite va parfois en bâtonnets de 2 à 3 mm composés de quelques cristaux. Les feldspaths potassiques sont en amas avec quelques cristaux de biotite et de calcite interstitiels. Ces amas de feldspaths potassiques sont enrobés de biotite et amphiboles. Les feldspaths potassiques généralement reposent les uns sur les autres, bien que parfois de la calcite les séparent. Les feldspaths potassiques sont des microclines perthitiques. Les amphiboles présentent très souvent une texture poecilitique. Ce qui suggère leur cristallisation tardive par rapport aux minéraux inclus (calcite, feldspath potassique et apatite). Une texture particulière a été observée. Il s’agit d’un arrangement en bâtonnets de calcite de façon à former des « pseudo-orbicules » très imparfaits. Ce sont les bâtonnets de calcite qui contrôlent la texture. Ils mesurent de 2 à 3 cm de long par 0,5 cm de large. Ils sont composés de plusieurs (4 à 5) petits cristaux de calcite (à points triples). Ces bâtonnets de calcite s’orientent comme des rosettes concentriques. Les ferromagnésiens se placent interstitiellement aux bâtonnets de calcite. Les « pseudo-orbicules » de Dolodau ne correspondent pas à la définition d’une orbicule (Elliston, 1984). Cette texture à Dolodau ne se compose pas de cercles concentriques mais plutôt comme une rosette. Elliston (1984) présente une bonne revue (plus spécifiquement pour les granitoïdes) qui couvre bien les principaux aspects du problème. Des orbicules sont connues dans certaines carbonatites (Palabora (Moore, 1984)). Ces orbicules sont différentes de ce qui est observé à Palabora selon les descriptions de Moore (1984) et Erikson (1986; communication personnelle). Ce sont donc des phénomènes différents des orbicules.

La brèche fénitisée correspond à des dykes de sovite à biotite qui se sont introduits dans les épontes pour les séparer en gros blocs anguleux. Il y a souvent de la glimmérite aux contacts de la sovite à amphiboles et biotite. Les blocs d’éponte deviennent alors fénitisée […]. »

L’indice Simard (Dolodau) expose une minéralisation filonnienne Au-Ag-W contrôlée par une zone de cisaillement orientée 320° à N-S au contact entre la brèche fénitisée et les roches encaissantes de la Formation de Chrissie. La présence de cette minéralisation à la périphérie d’un stock de composition alcaline, la présence de scheelite ainsi que l’enrichissement en terres rares légères, en Sr-Ba et en P2O5 militent en faveur d’un gîte filonien hypothermal à Au-Ag-W (de Chavigny, 1999).

L’indice Oriana est une zone minéralisée en terres rares interceptée par le forage ORI-12-01 (Pelletier et al., 2012), à environ 2,7 km au NW du lac Chrissie. 

Stock de Dolodau 2 (nAdol2) : syénite

Selon Bédard (1988, pages 16 à 19) :

« En affleurement, les syénites présentent une couleur rose à rouge brique mouchetée par les minéraux foncés. La texture est généralement homogène et monotone. Elle consiste en des cristaux de microcline idiomorphes à hypidiomorphes avec le quartz et le plagioclase interstitiels. L’indice de coloration est généralement faible (0 à 5), mais des concentrations de minéraux foncés ont été observés localement. Ces concentrations demeurent toutefois à l’intérieur de quelques centimètres. Elles peuvent atteindre 33 % de minéraux foncés; quelques échantillons représentent ces zones. Les affleurements sont de moins bonne qualité que ceux de la granodiorite puisqu’ils n’ont pas été décapés par un bulldozer. Les nordmarkites sont des syénites à feldspath alcalin hypersolvus contenant du quartz. (Sorensen, 1974). Elles se composent essentiellement de microclines perthitiques. Le quartz s’y retrouve entre 0 et 13 % et présente les mêmes formes que dans la leucogranodiorite, sauf que la forme d’astérisque est plus abondante. Les perthites sont lamellaires en général bien que quelques exemples de perthites en damier aient été observés. Des antiperthites sont aussi présentes mais en faible quantité. Les feldspaths potassiques présentent souvent des grains d’albite dans les cristaux adjacents en continuité optique avec les lamelles de démixion à l’intérieur du grain, ceci correspondant à la transition de hypersolvus à subsolvus (Tuttle et Brown, 1958). La granulométrie est plus grossière que dans les granodiorites; elle se situe dans les 2 à 3 mm. Des petites zones à granulométrie plus fine (0,1 mm) se retrouvent dans plusieurs échantillons. La granulométrie plus fine est positionnée interstitiellement aux plus gros cristaux de feldspath potassique. Le plagioclase et la calcite ont tendance à se retrouver préférentiellement dans ces zones à granulométrie plus fine. Les feldspaths potassiques présentent une forte tendance à être en bâtonnets et montrent souvent une zonation. L’hématite caractérise cette roche. L’hématite se présente surtout entre les grains et dans les fractures. Elle tache aussi les microclines. Les minéraux accessoires sont peu abondants et se retrouvent généralement en groupes i.e. lorsque les ferromagnésiens sont observés, ils sont abondants pour un secteur de quelques centimètres. Les minéraux ferromagnésiens sont: aégyrine et taramite. Cette amphibole sodico-calcique présente les mêmes caractéristiques optiques que la taramite des porphyres à pyriboles sodiques. Elles sont donc tout probablement des taramites aussi. Les amphiboles sont parfois en aiguilles qui peuvent traverser plus d’un cristal de feldspath potassique. Dans d’autres cas, il y a une bordure d’amphibole avec un coeur de feldspath potassique. Les autres minéraux accessoires sont la calcite, l’apatite, le sphène et les opaques (magnétite et/ou pyrite). Les carbonates se présentent parfois en grandes plages interstitielles de 5 à 8 mm avec quelques fois de l’hématite associée. Dans quelques échantillons, il y a des petites zones interstitielles de 0,5 à 1 mm se composant de chlorite, opaque, quartz et séricite en mosaïque. »

Épaisseur et distribution

Le Stock de Dolodau forme une intrusion ovoïde avec un axe long E-W de 2,45 km orienté parallèlement à la fabrique régionale. L’axe court N-S fait 1 km. L’intrusion est centrée sur un petit lac dans la partie SE du feuillet SNRC 32G14. Sur la carte du gradient vertical du champ magnétique résiduel (Keating et D’Amours, 2010), le Stock de Dolodau correspond en partie à une crête magnétique positive discontinue de forme ovoïde dont l’empreinte déborde largement le périmètre de l’intrusion.
 

Datation

L’échantillon de syénite 2012-YD-2605 recueilli au centre du Stock de Dolodau (unité nAdol2) a livré un âge U-Pb sur zircons de 2631 ±8 Ma interprété comme l’âge de mise en place de l’intrusion (Augland et al., 2016).

L’analyse des apatites provenant d’un échantillon de la carbonatite de Dolodau (nAdol1) a permis d’établir un âge de 2677 Ma (Tilton et Bell, 1994).

Un âge K-Ar obtenu sur un concentré de biotite a permis d’estimer l’âge minimal de la carbonatite à 2479 ±79 Ma (Bédard et Chown, 1992).

 

Unité Échantillon Système isotopique Minéral Âge de cristallisation (Ma) (+) (-) Référence(s)
nAdol2 2012-YD-2605A U-Pb Zircon 2631 8 8 Augland et al., 2016
nAdol1 Dolodau apatite Pb-Pb Apatite 2677 0,1 0,1 Tilton et Bell, 1994
nAdol1 Dolodau dyke K-Ar Biotite 2479 79 79 Bédard et Chown, 1992

 

Relation(s) stratigraphique(s)

L’unité de granodiorite du Stock de Dolodau (nAdol1) coupe les roches volcanoclastiques et les gabbros de la partie supérieure de la Formation de Chrissie (2791,4 +3,7/-2,8 Ma; David et al., 2011). Elle comprend aussi des enclaves de syénite (nAdol2). Selon Bédard (1988, p. 22), ces enclaves présentent :

« […] des formes de ballons-panier (basketballs). Les inclusions les plus spectaculaires mesurent de 30 à 40 cm de diamètre. Elles se regroupent surtout dans un secteur de quelques dizaines de mètres, près de la route [L-213] aux environs du petit lac au nord du pluton. Ces enclaves se situent géologiquement près de la bordure nord du pluton au milieu de la bande de leuco-granodiorite. Il est possible d’observer quelques rares « ballons » ailleurs dans la granodiorite. Il y a aussi des zones montrant une grande abondance de petites (5 à 10 cm) enclaves comagmatiques ne présentant pas un aussi bon arrondissement que ces « ballons ». Une de ces enclaves comagmatiques contient une enclave mafique. Les veines de quartz, les pegmatites et les dykes indigènes recoupent à quelques endroits les enclaves comagmatiques. »

L’âge de cristallisation à 2631±8 Ma (Augland et al., 2016) confirme les observations qui indiquaient une mise en place tarditectonique (Descarreaux et al., 1982; Bédard, 1988).

Paléontologie

Ne s’applique pas.

Références

Publications accessibles dans SIGÉOM Examine

 

AUGLAND, L.E., DAVID, J., PILOTE, P., GOUTIER, J., HAMMOUCHE, H., LAFRANCE, I., TALLA TAKAM, F., DESCHÊNES, P.L., GUEMACHE, M., 2016. Datations U-Pb dans les provinces de Churchill et du Supérieur effectuées au GEOTOP en 2012-2013. Ministère de l’Énergie et des Ressources naturelles, Québec; RP 2015-01, 43 pages.

DAVID, J., VAILLANCOURT, D., BANDYAYERA, D., SIMARD, M., GOUTIER, J., PILOTE, P., DION, C., BARBE, P., 2011. Datations U-Pb effectuées dans les sous-provinces d’Ashuanipi, de La Grande, d’Opinaca et d’Abitibi en 2008-2009. Ministère des Ressources naturelles et de la Faune, Québec; RP 2010-11, 37 pages.

DE CHAVIGNY, P., 1999. Projet Dolodau : Décapage, géologie et échantillonnage, propriété Bouchard. Claims Bouchard, rapport statutaire soumis au gouvernement du Québec. GM 58172, 45 pages

DESCARREAUX, J., GOSSELIN, R., HÉBERT, C., 1982. Rapport géologique et d’évaluation d’une zone de carbonatite, projet Dolomieu-Daubrée. Ministère de l’Énergie et des Ressources, rapport statutaire soumis au gouvernement du Québec. GM 39975, 50 pages, 30 plans.

KEATING, P., D’AMOURS, I., 2010. Réédition des données numériques en format Géosoft (profils) des levés aéroportés de l’Abitibi, au Québec. Ministères des Ressources naturelles et de la Faune, Québec, Commission géologique du Canada; DP 2010-09, 6 pages.

NANTEL, S., 1985. Zones potentielles pour l’exploitation de la pierre de taille, région de Chibougamau. Ministère de l’Énergie et des Ressources, Québec; DP 85-04, 1 plan.

PELLETIER, M., DALPE, G., CAYER, A., 2012. RAPPORT TECHNIQUE ET RECOMMANDATIONS, CAMPAGNE DE FORAGE PRINTEMPS 2012, PROPRIETE ORIANA. CLAIMS BOUCHARD, CLAIMS TREMBLAY, RESSOURCES GEOMEGA INC, rapport statutaire soumis au gouvernement du Québec; GM 66749, 197 pages, 9 plans.

SIMARD, R., HOULE, P., 1988. Rapport préliminaire de décapage, propriété Simard (P-1459). Ressources Cheminée de Cu, rapport statutaire soumis au gouvernement du Québec. GM 49195, 51 pages, 24 plans.

TREMBLAY, C., TREMBLAY, J.-L., FRIGON, B., 2008. Rapport de décapage sur l’indice Dolodau et résultats d’analyses des travaux de prospection. Claims Tremblay, Claims Bouchard, rapport statutaire soumis au gouvernement du Québec. GM 64321, 25 pages.

TREMBLAY, C., BERNY, S., 2018. Rapport des travaux d’exploration, travaux 2016-2017 volume 3, propriétés situées dans le secteur Chapais-Chibougamau, Dragon Gold 167, Dragon Extension Sud, Dolodau, Djebel, Cummings, Dragon NE / Waconichi, Secteur Joe Mann. 9148-5706 Québec (Multi-Ressources Boréal), Claims Lavoie, rapport statutaire soumis au gouvernement du Québec. GM 70511, 339 pages, 2 plans.

Autres publications

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ELLISTON, J.N., 1984. Orbicules : An Indicator of the Crystallization of Hydrosilicates, I. Earth Sciences Reviews; volume 20, pages 890-893. doi.org/10.1016/0012-8252(84)90021-7

HEARD, H.C., RALEIGH, C.B., 1972. Steady-State Flow in Marble at 500° to 800° C. Geological Society of America Bulletin; volume 83, pages 935-956. doi.org/10.1130/0016-7606(1972)83[935:SFIMAT]2.0.CO;2

HEINRICH, E.W., 1966. The Geology of Carbonatites. John Wiley and Sons; 555 pages.

MOORE, A.C., 1984. Orbicular Rythmic Layering in the Palabora Carbonatite, South Africa. Geological Magazine; volume 121, pages 53-60. doi.org/10.1017/S0016756800027941

SORENSEN , H., 1974. II. Petrography and Petrology. In The Alkaline Rocks. (Sorensen, H., editor). John Wiley and Sons; pages 15-52.

TILTON, G.R., BELL, K., 1994. Sr-Nd-Pb isotope relationships in Late Archean carbonatites and alkaline complexes: Applications in the geochemical evolution of Archean mantle. Geochimica et Cosmochimica Acta; volume 58, pages 3145-3154. doi.org/10.1016/0016-7037(94)90042-6

TUTTLE, O.F., BOWEN, N.L., 1958. Origin of Granite in the Light of Experimental Studies in the System NaAlSi3O8 – KalSi3O8 – SiO2 – H2O. Geological Society of America; Memoir 74, 153 pages. doi.org/10.1130/MEM74

Citation suggérée

Ministère de l’Énergie et des Ressources naturelles (MERN). Stock de Dolodau. Lexique stratigraphique du Québec. http://gq.mines.gouv.qc.ca/lexique-stratigraphique/province-du-superieur/stock-de-dolodau [cité le jour mois année].

Collaborateurs

Première publication

François Leclerc, géo., Ph. D. francois.leclerc@mern.gouv.qc.ca; Yannick Daoudene, géo., Ph. D. yannick.daoudene@mern.gouv.qc.ca (rédaction)

Mehdi A. Guemache, géo., Ph. D. (coordination); James Moorhead, géo., M. Sc. (lecture critique); Claude Dion, ing., M. Sc. (révision linguistique); Ricardo Escobar Moran (montage HTML).

 
16 avril 2021