Domaine de Mistinibi-Raude, sud-est de la Province de Churchill, Nunavik, Québec, Canada : synthèse de la géologie

Benoit Charette, Isabelle Lafrance, Marc-Antoine Vanier et Antoine Godet
Publié le 24 mai 2019

 

 

 

L’Essentiel

La synthèse du sud-est de la Province de Churchill (SEPC) a permis de déterminer les limites du Domaine lithotectonique de Mistinibi-Raude. Une carte géologique et un schéma stratigraphique de ce domaine sont présentés dans le présent bulletin. Le Domaine de Mistinibi-Raude est dominé par le Complexe de Mistinibi, une séquence de paragneiss migmatitisés et de diatexites, mais est aussi caractérisé par de nombreuses intrusions de composition intermédiaire à mafique. Ces intrusions ont été majoritairement mises en place au Paléoprotérozoïque, entre 2344 et 2312 Ma. De plus, plusieurs intrusions potassiques ont été injectées dans ce domaine au Mésoprotérozoïque, de 1482 à 1409 Ma. Le Domaine de Mistinibi-Raude a une évolution tectonométamorphique distincte du reste du SEPC : cette évolution est marquée par un important épisode de fusion partielle entre 2145 et 2070 Ma et par l’absence d’une empreinte de l’Orogenèse trans-hudsonienne (1,9 à 1,8 Ga).

Ce contexte géologique représente un environnement exceptionnel pour la mise en place de minéralisations en métaux rares associées aux nombreuses suites intrusives peralcalines, mais aussi aux pegmatites, granites et migmatites issus de la fusion partielle des paragneiss du Complexe de Mistinibi. De nombreuses zones minéralisées en terres rares et autres métaux stratégiques sont d’ailleurs répertoriés dans le Domaine de Mistinibi-Raude. La présence de deux complexes volcano-sédimentaires de grande envergure ainsi que les nombreuses unités d’intrusions mafiques-ultramafiques, dont certaines comprenant de l’anorthosite, indiquent aussi un potentiel pour la mise en place de minéralisations de type sulfures exhalatifs (Zn-Cu-Au) et de type magmatique (Ni-Cu et Fe-Ti-V).

Méthode de travail

Le Domaine lithotectonique de Mistinibi-Raude a été cartographié en utilisant la méthode établie pour les levés effectués dans les milieux isolés sans accès routier. Des travaux de cartographie géologique à l’échelle 1/250 000 couvrant la partie nord du domaine ont été réalisés par une équipe à huit géologues et de neuf aides-géologues au cours de l’été 2014. Des vérifications sur le terrain ont aussi été effectuées dans la partie sud de domaine à l’été 2016 par une équipe de quatre géologues et de trois aides-géologues. Les travaux de cartographie antérieurs du Ministère réalisés dans le sud du domaine, entre autres ceux des étés 2009 et 2010, ont aussi été pris en compte dans le traitement des données.

La cartographie et la synthèse du Domaine de Mistinibi-Raude ont permis de produire et de mettre à jour les éléments d’information présentés dans le tableau ci-contre.

Lithogéochimie

La lithogéochimie des unités du Domaine de Mistinibi-Raude est présentée séparément sous forme de tableaux.

 

Données et analyses
ÉlémentsNombre
Affleurements décrits (géofiches)2520
Analyses lithogéochimiques totales553
Analyses lithogéochimiques des métaux d’intérêt économique57
Analyses géochronologiques28
Lames minces standards456
Lames minces polies44
Colorations au cobaltinitrite de sodium180
Fiches stratigraphiques29
Fiches de substances minérales103

 

 

Travaux antérieurs

Le tableau ci-dessous présente une liste des travaux réalisés dans le secteur à l’étude depuis 1896. Il inclut aussi des références citées dans le rapport.

Travaux antérieurs dans la région d’étude
Auteur(s)Type de travauxContribution
Low, 1896 Reconnaissance géologiquePremiers travaux d’inventaire géologique dans le sud-est de la Province de Churchill (SEPC)
Taylor, 1979Cartographie géologique régionale à grande échellePremiers travaux systématiques de cartographie géologique à l’échelle du SEPC

Danis, 1991

Owen, 1989; Girard, 1990a

Taner, 1992

van der Leeden, 1994; 1995

Hammouche et al., 2011; 2012

Cartographie géologique à l’échelle 1/50 000Géologie des feuillets 23I, 23P, 13L et 13M

Lafrance et al., 2016

Cartographie géologique à l’échelle 1/250 000Géologie des feuillets 24A, 24H et 14D

Wardle et al., 1990a; b; 2002

van der Leeden et al., 1990

James et Mahoney, 1994

James et Dunning, 2000

Compilation, synthèse géologique, divisions lithotectoniques et implications géodynamiques

Contexte et évolution géotectonique du SEPC (incluant le Domaine de Mistinibi-Raude)

Sanborn-Barrie et al., 2015

Sanborn-Barrie, 2016

Cartographie géologique et interprétation structuraleVisites géologiques et revue de la littérature dans le SEPC

David et al., 2009; 2012

Godet et al., 2018a; b

Davis et Sutcliffe, 2018

Corrigan et al., 2018

Géochronologie, synthèse, divisions lithotectoniques et implications géodynamiquesDatations U-Pb dans le Domaine de Mistinibi-Raude au Québec : complexes de Zeni et de Ntshuku, Suite de Pelland, Granite de Ramusio, Syénite de Juillet et Groupe de la Hutte Sauvage

Krogh et Davis, 1973; Nunn et al., 1990

James et Dunning, 2000; James et al., 2003; Kerr et Hamilton, 2014

Kerr et McNicoll, 2010; Miller et al., 1997

Géochronologie, synthèse et divisions lithotectoniquesDatations U-Pb dans le prolongement du Domaine de Mistinibi-Raude au Labrador : Batholite de Mistastin, Suite de Michikamau, Granite de La Pinaudière, Intrusion de Brass, Pluton du Lac Brisson et Complexe d’Elson
Girard, 1990b; 1992

Étude pétrologique, cartographie détaillée, synthèse géologique et contexte tectonique

Caractérisation du Groupe de la Hutte Sauvage, du Complexe de Ntshuku et de la Suite intrusive de Pallatin
Owen, 1991Étude métamorphiqueÉtude de l’auréole de contact du Batholite de Mistastin au Labrador
Petrella et al., 2014 Étude métallogéniqueCaractérisation de la minéralisation dans la Syénite de Misery
Clark et al., 2008 Étude métallogénique et recherche géologiqueDescription des principaux types de minéralisation de la région de Schefferville et du lac Zeni
Kerr, 2011; 2013; Miller, 1990Étude métallogéniqueCaractérisation des minéralisations en terres rares au Labrador
Intissar et al., 2014a, bLevé géophysiqueLevés aériens magnétique et spectrométrique couvrant la partie nord du Domaine de Mistinibi-Raude

Lithostratigraphie

Le Domaine lithotectonique de Mistinibi-Raude est situé dans la partie SE du sud-est de la Province de Churchill (SEPC). Ce domaine se démarque des autres domaines lithotectoniques du SEPC par la faible proportion d’unités archéennes le composant et par l’absence d’âges de cristallisation supérieurs à 2,68 Ga. Il se distingue aussi par le fait que les unités géologiques y ont été préservées du métamorphisme associé à la déformation paléoprotérozoïque trans-hudsonienne (1,9 à 1,8 Ga) lors des orogenèses des Torngat et du Nouveau-Québec. Il préserve plutôt des évidences d’un événement de fusion partielle antérieur à l’Orogène trans-hudsonnien (voir la section Métamorphisme ci-dessous).

Les âges les plus anciens (2678 à 2571 Ma; Nunn et al., 1990; James et al., 2003) ont tous été obtenus au sud de la Zone de cisaillement de Zeni (ZCzen). D’ailleurs, ce secteur a été reconnu comme représentant un domaine lithotectonique distinct par divers auteurs, le Domaine d’Orma (Nunn et Noel, 1982; Nunn et al., 1990; Wardle et al., 1990a; James et al., 2003; Hammouche et al., 2011, 2012; Corrigan et al., 2018). Le Domaine d’Orma a été introduit au Labrador par Nunn et al. (1990) pour définir un ensemble de roches volcano-sédimentaires coupées par des gneiss mis en place au Néoarchéen. Sa limite septentrionale a toutefois été déterminée au Québec par Hammouche et al. (2012), soit la Zone de cisaillement de Zeni (ZCzen). Étant donné que le Domaine d’Orma partage les mêmes caractéristiques que le reste du Domaine de Mistinibi-Raude, c’est-à-dire le secteur situé au nord de la ZCzen, il est préférable de les unifier en un seul et même domaine dans le cadre de la synthèse du SEPC. Bien qu’il soit incertain que leur origine soit commune, ils ont du moins été amalgamés préalablement à l’Orogène trans-hudsonien. Il n’est toutefois pas exclu que ces deux secteurs, départagés par la ZCzen, représentaient des entités distinctes qui se soient accolées avant l’orogène. 

Le Domaine de Mistinibi-Raude est dominé par les paragneiss et les diatexites du Complexe de Mistinibi (pPmis) et caractérisé par la présence de nombreuses unités de roches intrusives intermédiaires à mafiques, aussi bien d’âge paléoprotérozoïque (2581 à 2312 Ma) que mésoprotérozoïque (1481 à 1409 Ma). Ces dernières comprennent le Batholite de Mistastin qui représente le plus grand massif intrusifui du Domaine de Mistinibi-Raude. Cette section propose une description sommaire des unités lithostratigraphiques du domaine présentées en fonction du type de lithologie et de leur chronologie relative par rapport à la déformation régionale. Une description plus détaillée de ces unités est disponible dans le Lexique stratigraphique.

Le schéma stratigraphique simplifié ci-contre présente les relations entre les unités lithostratigraphiques du domaine afin d’aider le lecteur à mieux comprendre leur agencement spatial et chronologique. Il est accompagné d’une échelle de temps répertoriant les âges des unités. La dimension des unités sur ce schéma respecte approximativement les superficies cartographiées en surface. Les références associées aux datations des unités se trouvent dans la légende de la carte du Domaine de Mistinibi-Raude et dans les fiches du Lexique stratigraphique. Sauf exception, les âges mentionnés dans l’échelle de temps ont été obtenus par des analyses U-Pb de zircons. Les unités antérieures à la période probable de sédimentation du Complexe de Mistinibi sont présentées sous une discordance qui n’est maintenant plus observable sur le terrain. Dans le secteur sud du Domaine de Mistinibi-Raude, le taux de déformation, le manque de données géochronologiques et le peu de travaux réalisés dans le cadre de la récente cartographie du Ministère font en sorte qu’il est impossible de déterminer les relations entre les unités localisées de part et d’autre de la ZCzen. Pour cette raison, les contacts entre les unités de ce secteur ont été représentés comme des cisaillements, tels qu’ils le sont actuellement.

Roches gneissiques

Les roches gneissiques couvrent une superficie restreinte au sein du Domaine de Mistinibi-Raude; elles se concentrent dans les secteurs sud-ouest et sud. Le Complexe d’Elson (Aelo) est composé de gneiss tonalitique et granitique fortement déformés et plissés. Le Complexe d’Advance (ApPadv) se distingue du Elson par une composition intermédiaire et l’association plus fréquente avec des bandes de roches intrusives déformées de même composition. Le Complexe de Jannière est quant à lui caractérisé par la présence d’importantes zones de tonalite alternant avec des secteurs gneissiques. Ces trois unités, formant le socle néoarchéen du Domaine de Mistinibi-Raude, se différencient aussi par leur répartition géographique. Le Complexe d’Advance se situe au nord de la Zone de cisaillement de Zeni (ZCzen), alors que ceux d’Elson et de Jannière sont situés au sud et à l’ouest de cette zone de déformation. La Faille d’Adelaide forme une branche N-S se butant à la ZCzen et sépare également l’Elson, à l’ouest, du Jannière, à l’est. Les complexes de Jannière et d’Elson sont localement migmatitisés. 

Roches supracrustales

Le Domaine de Mistinibi-Raude comprend deux séquences volcano-sédimentaires d’âge différent, les complexes de Zeni (ApPzen) et de Ntshuku (pPnts). Les roches du Zeni, majoritairement situées au sein de la ZCzen, sont fortement mylonitisées, ce qui complique l’identification des protolites ou l’interprétation des relations avec les unités gneissiques. Toutefois, le Zeni semble contenir une proportion importante de roches volcano-sédimentaires. Les amphibolites de ce complexe ont une composition basaltique à andésitique ou trachy-andésitique et leur affinité varie de tholéiitique à calco-alcaline. Les roches du Complexe de Ntshuku sont aussi déformées, mais comprennent de nombreux niveaux préservés où il est encore possible de discerner les structures primaires. Elles consistent en une majorité de métavolcanoclastites felsiques à intermédiaires avec une proportion moindre d’amphibolite.

Le Complexe de Mistinibi (pPmis) est composé de paragneiss migmatitisé, de diatexite et de granite d’anatexie. Ce complexe est interprété comme un bassin sédimentaire déposé en discordance sur les gneiss et les intrusions mis en place à l’Archéen et au début du Paléoprotérozoïque. Dans les métasédiments, les cœurs de zircons hérités renseignent sur la source possible, tandis que les surcroissances métamorphiques révèlent une approximation du pic de température. Godet et al. (2018) indiquent que la source détritique principale de ces métasédiments est la Suite de Pelland et que leur âge maximal de déposition est approximativement de 2220 Ma. La fin du processus de sédimentation est aussi contraint par l’âge de cristallisation des premières monazites à environ 2148 Ma. La composition des unités de paragneiss est parfois résiduelle, parfois influencée par l’accumulation de leucosome (voir Lithogéochimie).

Le Groupe de la Hutte Sauvage (pPht), localisé dans le secteur centre-ouest du Domaine de Mistinibi-Raude, représente une séquence métasédimentaire paléoprotérozoïque bien préservée et peu affectée par la déformation et le métamorphisme. Cette séquence est interprétée comme un bassin en discordance sur le Complexe de Mistinibi (Girard, 1992; van der Leeden, 1994). Toutefois, les contacts exposés sont dorénavant tectonisés. Les âges détritiques obtenus pour cette unité (entre 2570 et 1973 Ma) indiquent une source proximale au sein même du domaine, sans apport significatif des domaines lithotectoniques adjacents. Ces âges sont similaires à ceux de nombreuses unités intrusives caractéristiques du Mistinibi-Raude ainsi qu’à celui des diatexites du Complexe de Mistinibi. L’âge maximal de sédimentation, autour de 1980 Ma, et l’absence d’âge détritique coïncidant avec la cristallisation de la Supersuite de De Pas (1861 à1805 Ma) indiquent aussi que le Groupe de la Hutte Sauvage ne peut être dérivé de l’érosion de celle-ci, comme le suggérait Girard (1992).

Roches intrusives néoarchéennes

Trois unités intrusives néoarchéennes sont connues dans le Domaine de Mistinibi-Raude. Deux d’entre elles se situent au sud de la ZCzen. Les roches porphyroclastiques du Granite de La Pinaudière (nAlai) coupent les gneiss et les tonalites du Complexe de Jannière (ApPjai). L’Intrusion de Brass (nAbrs), constituée de roches intrusives felsiques à hypersthène, se trouve quant à elle juste au nord de la Suite de Michikamau, une intrusion mésoprotérozoïque. La troisième unité, la Suite de Nekuashu (nApPnek), se trouve du côté nord de la ZCzen. Elle est constituée majoritairement de monzodiorite, de leucogabbro et de monzogabbro. La géochimie de l’unité nApPnek1 illustre bien sa diversité compositionnelle. Cet ensemble de roches mafiques et intermédiaires semble s’être mis en place à la suite d’un processus polyphasé impliquant des intrusions et des injections successives de magmas de compositions différentes.

Le Complexe de Terriault (ApPter) est formé d’un ensemble très complexe constitué de plusieurs lithologies. Il est dominé par des roches intrusives felsiques renfermant 5 à 25 % d’enclaves centimétriques à métriques de roches déformées (diorite, diorite quartzifère, leucogabbro, tonalite et monzodiorite). La partie sud-est du complexe est plus homogène et composée d’enderbite, indiquant des conditions de métamorphisme élevé ou une mise en place en croûte inférieure. Bien que cette unité n’ait pas été datée, la présence de niveaux et masses de diatexite et de paragneiss du Complexe de Mistinibi au sein des roches felsiques du Complexe de Terriault suggère une mise en place synmigmatisation à postmigmatitisation, c’est-à-dire plus jeune que 2145 Ma. Cependant, des incertitudes persistent quant à sa position dans la colonne lithostratigraphique.

Roches intrusives paléoprotérozoïques

Le Domaine de Mistinibi-Raude comprend plusieurs unités intrusives, majoritairement de composition intermédiaire à mafique, qui se sont mises en place entre 2344 et 2312 Ma. La Suite de Pelland (pPped) est majoritairement constitué de gabbro, de gabbronorite, de jotunite et d’opdalite. Les observations de terrain suggèrent une mise en place polyphasée de magmas mafiques à intermédiaires injectés subséquemment par des magmas felsiques. Il est possible que les intrusions de l’unité pPped3 soient contemporaines à celles du Terriault. Ces deux unités pourraient s’être mises en place au cours du métamorphisme de haut grade ayant affecté le Domaine de Mistinibi-Raude, entre 2145 et 2070 Ma (voir la section Métamorphisme ci-dessous).

Les suites de Raude (pPrae), du Lac Cabot (pPcab) et de Résolution (pPrso) se distinguent des unités avoisinantes par leur très forte signature magnétique. Ces unités, qui forment des intrusions bien circonscrites et de dimensions restreintes, sont généralement massives à foliées, mais des zones mylonitiques sont localement observées. Le Raude comprend de la gabbronorite, de la diorite et de la monzonite quartzifère. La Suite du Lac Cabot est principalement composée de monzonite et de granite alors que celle de Résolution est constituée de gabbronorite et de mangérite. La Suite intrusive de Pallatin (pPpal) comprend des unités de métawebstérite et de métagabbro mais aussi une unité de monzodiorite quartzifère et de granodiorite porphyroïdes avec une signature d’arc volcanique. Les roches du Pallatin sont couramment interstratifiées en niveaux métriques à décamétriques avec celles du Complexe de Ntshuku, suggérant une mise en place hypabyssale synchrone avec ce dernier, du moins en partie. Comme mentionné par van der Leeden (1995), le niveau de déformation étant important, l’alternance de faciès pourrait aussi être d’origine tectonique. Certains niveaux de roches à matrice fine et à phénocristaux quartzofeldspathiques, auparavant assignés au Pallatin, sont maintenant interprétés comme des porphyres à quartz et feldspath (QFP) et ainsi réassignés au Complexe de Ntshuku. L’unité pPpal3 est généralement beaucoup plus grenue, mais la distinction entre cette unité et le QFP dans les zones les plus déformées, où la taille des grains est réduite, devient pratiquement impossible.

La Suite de Déat (pPdea) est majoritairement composée d’intrusions felsiques à intermédiaires porphyroïdes, d’affinité alcaline-calcique et métalumineuse à peralumineuse. Le Déat n’a pas encore été daté, mais la signature géochimique suggérant un environnement tectonique de granite intraplaque, il est fort probable qu’il soit du même âge que les autres intrusions paléoprotérozoïques précédemment décrites. Par contre, il n’est pas exclu que les niveaux de paragneiss et de diatexite du Complexe de Mistinibi observés au sein du Déat représentent en fait des enclaves, ce qui impliquerait alors que le Déat soit plus jeune, c’est-à-dire du même âge que la Suite de Dumans. Finalement, la Suite de Dumans (pPdmn) se distingue des autres roches intrusives néoarchéennes à paléoprotérozoïques du Domaine de Mistinibi-Raude par le fait qu’elle représente la seule unité à s’être mise en place autour de 1,8 Ga. Elle comprend du granite et de la granoriotite et renferme des enclaves des roches des complexes d’Advance et de Mistinibi.

Roches intrusives mésoprotérozoïques

Le Domaine de Mistinibi-Raude est aussi caractérisé par une quantité importante de roches intrusives mésoprotérozoïques qui se sont mises en place entre 1482 et 1409 Ma, à l’exception du Pluton du Lac Brisson qui est plus jeune (1240 Ma). Ces unités se classent comme des granites intraplaques et sont généralement massives, homogènes et peu altérées. On note cependant quelques faciès légèrement affectés en bordure de certaines intrusions, possiblement en lien avec leur mise en place dans un encaissant solidifié. Ces unités se sont mises en place le long de la frontière entre le Québec et le Labrador où elles forment des intrusions circonscrites de 5 à 25 km de diamètre, grossièrement circulaires et dont la susceptibilité magnétique, négative ou positive, se distingue aisément de celle des unités encaissantes. Du nord au sud, on retrouve : le Pluton du Lac Brisson, la Suite de Napeu Kainut, le Batholite de Mistastin, la Syénite de Misery, le Granite de Ramusio, la Syénite de Juillet et la Suite de Michikamau.

Le Batholite de Mistastin (mPmit) diffère des autres intrusions du fait qu’il est beaucoup plus étendu, formant une masse continue de plus de 100 km de longueur selon un axe N-S. Il est majoritairement formé de syénite quartzifère et de syénogranite porphyroïdes. La géochimie indique qu’il s’agit de granitoïdes d’affinité alcaline-calcique à alcaline de type-A. Le Granite de Ramusio (mPram) est un granite équigranulaire qui renferme localement des phénocristaux de feldspath potassique. La Syénite de Juillet (mPjui) comprend de la syénite à feldspath alcalin d’affinité peralcaline et du gabbro. La Suite de Michikamau (mPmic) représente une intrusion stratiforme mafique constituée de leucotroctolite, d’anorthosite, de gabbro, de gabbronorite et de leuconorite, les différents faciès étant en contact diffus. La Suite de Napeu Kainut (mPnak) est constituée de mangérite, de monzonite quartzifère et de granite. La Syénite de Misery (mPmsy) est une syénite quartzifère à fayalite et hédenbergite dont les analyses géochimiques indiquent un magma de type-A d’affinité alcaline. Le Pluton du Lac Brisson (mPbri) comprend différents faciès de granite, incluant un granite hypersolvus, un granite subsolvus et des zones de brèches, qui n’ont pas été différenciées à l’échelle de la cartographie réalisée. Ces roches sont métalumineuses et d’affinité alcaline.

L’ensemble des unités mésoprotérozoïques injectent les roches encaissantes présentes dans leur secteur respectif. Ainsi, au nord de la ZCzen, le Pluton du Lac Brisson et la Suite de Napeu Kainut coupent les roches de la Suite de Pelland et du Complexe de Mistinibi. En plus de ces mêmes unités, le Batholite de Mistastin s’injecte dans l’ensemble des gneiss et des intrusions du Complexe d’Advance. Le Granite de Ramusio coupe la ZCzen et les roches archéennes à paléoprotérozoïques du secteur, soit celles des complexes d’Advance, de Jannière, de Zeni et de Mistinibi. Du côté sud de ZCzen, la Suite de Michikamau et la Syénite de Juillet coupent les unités néoarchéennes de l’Intrusion de Brass, du Granite de La Pinaudière et du Complexe de Jannière. Des enclaves métriques à décamétriques des unités plus anciennes sont aussi observées au sein des unités mésoprotérozoïques. Enfin, des relations de recoupement ont été décrites entre certaines unités mésoprotérozoïques, telles que le Brisson qui s’injecte dans le Napeu Kainut et la Syénite de Misery qui coupe le Batholite de Mistastin.

Dykes mésoprotérozoïques

L’ensemble du SEPC est traversé par différents essaims de dykes mafiques, à structure ophitique ou subophitique, regroupés selon leur orientation de mise en place. Étant donné leur âge mésoprotérozoïque, ces dykes coupent l’ensemble des autres unités du SEPC, à l’exception du Pluton du Lac Brisson qui est plus jeune, et transcendent les limites des domaines lithotectoniques. Quatre essaims de dykes de largeur hectométrique à kilométrique ont été observés dans le Domaine lithotectonique de Mistinibi-Raude.

Les Dykes de Harp (mPhar) comprennent les gabbros à olivine d’orientation NE-SW à ENE-WSW du SEPC. Quatorze dykes de 2 à 85 km de longueur ont été reconnus dans la partie sud du Domaine de Mistinibi-Raude. Les Dykes de Slippery (mPsip) regroupent les gabbros à olivine et gabbronorites à olivine orientés E-W à ENE-WSW du SEPC. Un seul dyke d’environ 25 km de longueur traverse la partie nord du domaine. Étant donné leurs orientations respectives, il est possible que le Harp et le Slippery appartiennent à un même essaim de dykes. Toutefois, le peu d’échantillons récoltés et les analyses géochimiques ne permettant pas de distinguer les roches du Slippery comme l’ont été celles des Dykes de Harp (trois groupes selon certaines caractéristiques géochimiques), ces deux unités sont maintenues distinctes pour l’instant.

L’Essaim de Falcoz (mPfal) regroupe les dykes de gabbro à olivine orientés NNW-SSE du SEPC. Onze dykes de 0,5 à 16 km de longueur ont été assignés à cette unité dans le Domaine de Mistinibi-Raude. Finalement, quatre intrusions de gabbro de moins d’un kilomètre de longueur ont été assignées aux Dykes de Slanting (mPsla). Ces dykes, principalement orientés NE-SW à N-S, n’ont été observés que dans le secteur de la Suite de Nekuashu, dans le nord-ouest du domaine. Étant donné leur contexte de mise en place et le fait qu’ils n’ont pas été datés, ils pourraient aussi représenter une phase tardive associée à la mise en place de la Suite de Nekuashu. Toutefois, l’absence de foliation, même en bordure de la ZCrge, suggère plutôt que ces dykes sont beaucoup plus récents.

Métamorphisme

Le métamorphisme du Domaine de Mistinibi-Raude a été étudié par Godet et al. (2018) dans le cadre d’un projet doctoral. Les paragenèses métamorphiques observées sont à biotite ± grenat ± sillimanite ± amphibole ± orthopyroxène. Les travaux de modélisation thermodynamique réalisés dans cette étude indiquent des conditions métamorphiques au faciès des granulites entre 775 et 815 °C et entre 8,0 à 8,3 kbar. Les relations structurales indiquent que la déformation responsable de la foliation principale est tardive par rapport au pic du métamorphisme. Un rétromorphisme partiel de ces paragenèses est noté par la présence de chlorite, dans les fractures ou en bordure des cristaux de grenat, et par de grands feuillets de muscovite rétrograde à proximité des leucosomes. Le métamorphisme prograde est daté sur zircon, monazite et grenat de 2150 à 2120 Ma (Godet et al., 2018). Les zircons et les monazites rétrogrades contraignent pour leur part la fin des conditions de haute température (suprasolidus) à approximativement 2070 Ma. À partir de ces données, Godet et al. (2018) suggèrent que les conditions anatectiques auraient perduré dans le Domaine de Mistinibi-Raude sur environ 75 Ma, soit de 2145 à 2070 Ma.

Le métamorphisme identifié dans le Domaine de Mistinibi-Raude diffère des événements métamorphiques reconnus ailleurs dans le SEPC, qui sont généralement reliés à l’Orogène trans-hudsonien (1,9 à 1,8 Ga). Les conditions anatectiques qui ont été identifiées à partir des paragneiss et des gneiss mafiques du Complexe de Mistinibi ont vraisemblablement aussi affecté les gneiss et les intrusions mises en place à l’Archéen et au début du Paléoprotérozoïque. Toutefois, peu d’évidences de cette empreinte ont été identifiées par les analyses U-Pb de zircon, à l’exception de surcroissances de zircons dans la Suite de Pelland qui ont donné des âges entre 2090 et 2050 Ma.

Un métamorphisme de contact est reconnu à proximité du contact avec le Batholite de Mistastin et a été étudié par Owen (1991). Ce métamorphisme se superpose aux paragenèses de haut-grade métamorphique détaillées ci-haut. À travers l’auréole métamorphique, la cordiérite et localement le spinel remplacent le grenat, la biotite et la sillimanite. Localement, l’orthopyroxène forme une symplectite coronitique autour du grenat avec le plagioclase et de fines paillettes de biotite. L’andalousite, la muscovite et la chlorite apparaissent localement. Les conditions thermiques atteintes dans l’auréole sont d’approximativement 700 à 750 °C.

Géologie structurale

Les structures du Domaine de Mistinibi-Raude peuvent être subdivisées en deux groupes selon leur période de développement. D’abord, la ZCzen et les structures présentes plus au cœur du domaine, principalement dans le Complexe de Mistinibi et la Suite de Pelland, appartiennent à un groupe de structures antérieures à l’Orogène trans-hudsonien (Dn) et sont probablement liées à l’événement tectonométamorphique ayant produit les conditions de fusion partielle de 2145 à 2070 Ma. Ensuite, les roches cisaillées en bordure du domaine par les zones de cisaillement de la rivière George et de Moonbase l’ont été durant l’Orogène trans-hudsonien (Dn+1), dont l’empreinte tectonique et métamorphique est largement répandue dans le reste du SEPC entre 1,9 et 1,8 Ga.

La coupe structurale schématique présentée ci-contre illustre l’interprétation du grain structural régional et les relations entre les unités du Domaine lithotectonique de Mistinibi-Raude. En périphérie ouest et nord, les unités sont mylonitisées dans des zones de cisaillement reliées à l’Orogène trans-hudsonien (Dn+1). Ainsi, la bordure ouest du domaine présente un type de déformation similaire à celui du Domaine lithotectonique de George. Les unités y sont fortement transposées selon la foliation N-S de la Zone de cisaillement de la Rivière George (ZCrge). La portion septentrionale du Domaine de Mistinibi-Raude est caractérisée par le partitionnement de la déformation Dn+1 autour des intrusions néoarchéennes et paléoprotérozoïques partiellement affectées par la Zone de cisaillement de Moonbase (ZCmob). Les intrusions forment des lentilles sigmoïdales compétentes qui sont exemptes de la déformation mylonitique, mais qui ont subi une recristallisation métamorphique se manifestant par des microstructures granoblastique. De la même façon, le contraste de compétence dû au caractère restitique du domaine aurait amené les zones de cisaillement trans-hudsoniennes à se développer en bordure et à conférer une forme approximativement lenticulaire au domaine de Mistinibi-Raude.

Le long de la coupe structurale à l’est de la ZCrge se trouvent le Complexe de Ntshuku et la Suite intrusive de Pallatin. Ces derniers sont affectés par un plissement complexe dont le pli principal d’importance régionale consiste en un synforme déjeté vers l’est. La géométrie du plissement de cette zone a été étudiée plus en détail par Girard (1990a) et van der Leeden (1994). Il y est proposé que la complexité de ces plis résulte d’une déformation hétérogène prolongée. Des plis en fourreau ont aussi été observés et il est envisageable que le plissement régional ait une géométrie en fourreau. L’existence de plis polyphasés de type deux est aussi mentionnée. La présente coupe propose une interprétation de la géométrie possible pour ce secteur, mais la compréhension de cette zone demeure incomplète et résulte vraisemblablement de la combinaison des phases de déformation Dn et Dn+1.

La partie centrale de la coupe traverse le Complexe de Mistinibi, au sein duquel les rubanements stromatiques et les foliations tectonométamorphiques ont des orientations similaires. Tous deux sont subverticaux et d’orientation N-S à NNW-SSE. Ces structures forment l’anticlinorium de Mistinibi (van der Leeden, 1995). La correspondance entre les foliations, les gneissosités et les structures migmatitiques suggère qu’elles sont contemporaines et donc associées à l’événement métamorphique de 2145 à 2070 Ma. La présence de linéations d’étirement ayant une plongée faible à subverticale contraste avec la régularité des linéations subhorizontales de la ZCrge. La cause de ce contraste peut être un décalage temporel entre la déformation du Complexe de Mistinibi et la ZCrge, ou bien un partitionnement de la déformation entre deux domaines, ce qui a engendré des styles structuraux différents.

Dans la portion sud du domaine, les foliations s’incurvent dans une orientation WNW-ESE et se parallélisent avec la Zone de cisaillement de Zeni (ZCzen), une zone de cisaillement ductile en décrochement dextre (Hammouche et al., 2012). L’interprétation de cartes géophysiques indique que la ZCzen est tronquée par la ZCrge, donc antérieure à la déformation trans-hudsonienne et probablement associée à la phase Dn. La partie orientale du domaine est essentiellement constituée d’intrusions mésoprotérozoïques caractérisées par l’absence de déformation.

TECTONIQUE RÉGIONALE

La dualité des structures et les âges métamorphiques obtenus dans le Complexe de Mistinibi impliquent une histoire tectonique polyphasée. D’abord, les gneiss néoarchéens et les intrusions du début du Paléoprotérozoïque représentant la source des sédiments du Complexe de Mistinibi ont dû être exhumés, soit tectoniquement ou par érosion, avant l’âge de dépôt maximal des sédiments d’environ 2220 Ma. Par la suite, ces sédiments ont été enfouis jusqu’à atteindre le faciès des granulites entre 2160 et 2070 Ma. Les chemins P-T-t de Godet et al. (2018) suggèrent une exhumation lente des migmatites par érosion entre 2070 et 1980 Ma. D’après les populations de zircons détritiques, le matériel sédimentaire composant le Groupe de la Hutte Sauvage provient du Domaine de Mistinibi-Raude (Corrigan et al., 2018). Ainsi, l’érosion des migmatites pourrait avoir contribué en partie à la sédimentation du Groupe de la Hutte Sauvage. Les récents travaux de pétrochronologie de Godet et al. (2018) soutiennent les travaux antérieurs (Nunn et al., 1990; James et al., 2003) qui soulignent l’absence d’une empreinte métamorphique dans la partie au sud de la ZCzen. Autour de 1825 Ma, la cinématique combinée de la ZCrge et de la ZCmob entraine une extrusion horizontale vers le SE du Domaine de Mistinibi-Raude (Vanier et al., 2018). Cette cinématique, et le caractère préalablement restitique du domaine, peuvent expliquer l’absence d’une empreinte métamorphique trans-hudsonienne dans ce dernier. Cette extrusion se produit dans le contexte d’un réseau de zones de cisaillement transpressives à une profondeur de croûte moyenne décrivant un patron général anastomosé ayant accommodé un raccourcissement SW-NE (Vanier et al., 2018). De sorte qu’à grande échelle, la géométrie des zones de cisaillement indique que celles-ci n’interviennent pas dans l’exhumation du Domaine de Mistinibi-Raude, mais plutôt dans son extrusion latérale. L’évolution tectonique de ce domaine se termine par la mise en place, au Mésoprotérozoïque, de suites plutoniques et du Batholite de Mistastin en contexte anorogénique.

Les informations disponibles concernant les structures antérieures à l’Orogène trans-hudsonien sont incomplètes et il est difficile d’y déceler les implications tectoniques. La ZCzen correspond à la limite entre ce qui était antérieurement défini comme le Domaine d’Orma et le Domaine de Mistinibi-Raude (Hammouche et al., 2012). Cette zone de cisaillement a possiblement contribué à la juxtaposition des roches autrefois associées au Domaine d’Orma au reste du Domaine de Mistinibi-Raude. Toutefois, comme mentionné précédemment, les données actuelles ne peuvent pas complètement exclure une origine commune pour ces deux domaines.

Géologie économique

Le Domaine lithotectonique de Mistinibi-Raude est un secteur favorable à plusieurs types de minéralisation :

  • Minéralisations en métaux rares dans des roches hyperalcalines;
  • Minéralisations en métaux rares dans des pegmatites granitiques;
  • Minéralisations associées aux roches volcano-sédimentaires;
  • Minéralisations en Cu-Ni magmatique ou hydrothermal dans des intrusions mafiques et ultramafiques;
  • Minéralisations en Fe-Ti-V dans des intrusions mafiques.

Le tableau des zones minéralisées ci-dessous présente les résultats d’analyses pour les cent trois (103) zones minéralisées répertoriées dans le Domaine de Mistinibi-Raude.

Zones minéralisées dans le Domaine de Mistinibi-Raude

Connues
NomTeneurs
Minéralisations en métaux rares dans des roches hyperalcalines
Aismery NE 2 467 ppm ETR (G); 4 893 ppm Nb (G); 1 440 ppm Pb (G); 397 ppm Ta (G); 1 450 ppm Th (G); 251 ppm U (G); 1 020 ppm Y (G); 3,8 % Zr (G)
Aismery Ouest 2,3 % ETR (G); 861 ppm Th (G); 2 214 ppm Zr (G)
Beaupré 205332 2 % ETR (G); 1 957 ppm Nb (G); 125 ppm Ta (G); 2,3 % Th (G); 562 ppm U (G); 4 703 ppm Y (G); 4 678 ppm Zr (G)
Beaupré 205360 204 ppm Be (G); 2,5 % ETR (G); 6 431 ppm Nb (G); 279 ppm Ta (G); 3 630 ppm Th (G); 1 157 ppm Y (G); 1,1 % Zr (G)
Dihourse NE 4 085 ppm ETR (G); 952 ppm Th (G); 134 ppm Y (G)
Goélands 205529 1 % ETR (G); 600 ppm Th (G)
Lac Moyen 3,3 % ETR (G); 1 080 ppm Pb (G); 1,3 % Th (G); 1 280 ppm U (G); 692 ppm Y (G); 2 121 ppm Zr (G)
Misery (ML11014) 5,3 ppm Ag sur 3,5 m (D); 9,5 % ETR (G); 6 081 ppm Nb (G); 5 800 ppm Th (G); 1,5 % Y (G); 1 % Zr sur 3 m (D)
Misery 205067 2,6 % ETR (G); 1,8 % Nb (G); 429 ppm Ta (G); 2 240 ppm Th (G); 867 ppm U (G); 1,2 % Y (G); 2,7 % Zr (G)
Strange Lake (Lac Brisson)30 Mt à 2,4 % Zr, 1,1 % ETR, 5198 ppm Y, 3914 ppm Nb et 432 ppm Be (Salvi et Williams-Jones, 1990; non conforme à la norme NI 43-101).
Strange Lake – Zone B 277,99 Mt à 8053,8 ppm ETR (incluant Y), 1,42 % Zr, 1258,2 ppm Nb et 424 ppm Hf (ressources indiquées) et 214,35 Mt à 7361 ppm ETR (incluant Y), 1,27 % Zr, 978,6 ppm Nb et 339,2 ppm Hf (ressources présumées; Micon International Ltd., NI 43-101 Technical Report. 3049,5 ppm Be sur 1 m (D); 5,36 % Cu sur 0,8 m (D); 2,79 % Pb sur 0,5 m (D); 4 495 ppm Sn sur 4,2 m (D); 243,9 ppm Ta sur 4,9 m (D); 1654,4 ppm Th sur 10,6 m (D); 573 ppm U sur 0,5 m (D); 1,36 % Zn sur 1,4 m (D)
Strange Lake – Zone CP3 3 069 ppm Be sur 0,8 m (D); 7 400 ppm ETR sur 135 m (D); 1 004 ppm Nb sur 135 m (D); 228 ppm Ta sur 0,7 m (D); 1 683 ppm Th sur 0,8 m (D); 1,2 % Zr sur 135 m (D)
Ytterby 2 5 875 ppm ETR (G); 374 ppm Nb (G); 1 120 ppm Th (G); 2 200 ppm Y (G); 4 718 ppm Zr (G)
Autres zones minéralisées similaires 
Minéralisations en métaux rares dans des pegmatites granitiques
Péret 910 ppm Pb (G); 209 ppm Th (G); 543 ppm U (G)
ZK11008 1 763 ppm ETR (G)
ÉCH. 3626255 680 ppm U (G)
ÉCH. 362748 5 020 ppm U (G)
Autres zones minéralisées similaires  
Minéralisations en sulfures massifs aurifères associés aux roches volcaniques
Van der Leeden 26 % As (G); 8,1 g/t Au (G)
Minéralisations en Cu-Ni magmatique dans des intrusions mafiques et ultramafiques
Lac aux Goélands 4 000 ppm Ni (G)
Muriel 8,8 ppm Ag (G); 1 800 ppb Au (G); 2,4 % Cu (G)
Minéralisation en Fe-Ti-V dans intrusions mafiques
Lacasse

26,7 % Fe (G); 27,5 % Ti (G); 1 645 ppm V (G)

Minéralisations de type indéterminé
Chapiteau 6,6 ppm Ag (G)
Lac Resolution 3 800 ppm Mo (G)

(G) Échantillon choisi; (D) Forage au diamant

 

 

Le tableau des analyses lithogéochimiques des métaux d’intérêt économique donne la localisation, la description et les résultats d’analyse pour cinquante-sept (57) échantillons choisis dans le but d’évaluer le potentiel économique de la région au cours de campagne de cartographie du Ministère.

 

MINÉRALISATIONS EN MÉTAUX RARES DANS DES ROCHES HYPERALCALINES

Le Domaine de Mistinibi-Raude est caractérisé par la présence de nombreuses intrusions hyperalcalines mésoprotérozoïques en sa bordure orientale. La concentration de zones minéralisées dans ce secteur, dont plusieurs ont des teneurs élevées en métaux rares, souligne le potentiel énorme de ces intrusions. En plus des terres rares (lourdes et légères), ces occurrences sont aussi enrichies en zirconium, niobium et localement en béryllium, yttrium, thorium et tantale.

Le Pluton du Lac Brisson et la Syénite de Misery sont connus pour renfermer des zones minéralisées d’envergure en métaux rares. Le Pluton du Lac Brisson contient deux gîtes, Strange Lake, pour lequel il existe des ressources historiques, et Strange Lake–Zone B, qui contient des ressources indiquées (voir tableau ci-dessus). Ce secteur comprend aussi une dizaine d’autres zones minéralisées en métaux rares. La Syénite de Misery et le secteur avoisinant comptent près d’une trentaine de zones minéralisées et de nombreuses teneurs anomales. Cette unité forme une intrusion annulaire clairement visible sur la carte du gradient aéromagnétique. Les bordures semblent représenter les secteurs les plus prometteurs, où se concentre une majorité de zones minéralisées, mais de plus amples travaux sont requis. Des signatures magnétiques similaires sont visibles à d’autres endroits, entre autres directement au sud-est de la Syénite de Misery, dans le Batholite de Mistastin (secteur des lacs Aismery et Moyen) et dans les parties est et sud de la Suite de Napeu Kainut (secteur Ytterby-1).

Dans le secteur du lac Moyen, l’anomalie magnétique est associée à la sous-unité mPmit3a du Batholite de Mistastin, alors que dans le secteur Ytterby-1, elle correspond en bonne partie à l’unité mPmit2 de la Suite de Napeu Kainut. Deux autres anomalies circulaires sont aussi visibles au sud de la ZCzen; les contours de celles-ci correspondent à ceux du Granite de Ramusio et de la Syénite de Juillet. Ces secteurs sont encore peu explorés et représentent des zones favorables pour les minéralisations en métaux rares. Les campagnes de cartographie du Ministère et les travaux d’exploration réalisés par Quest Rares Minerals et Midland Exploration entre 2010 et 2014 ont d’ailleurs mené à la découverte de nombreux autres sites minéralisés similaires au sein du Batholite de Mistastin (près de 30 zones minéralisées), de la Suite de Napeu Kainut (trois zones minéralisées) et de la Syénite de Juillet (une zone minéralisée et plusieurs teneurs anomales en Zr-Nb). À l’instar du Pluton du Lac Brisson et de la Syénite de Misery, ces unités sont aussi constituées d’intrusions intermédiaires potassiques, à clinopyroxène et amphibole sodiques et d’affinité alcaline.

Les roches intrusives mésoprotérozoïques du Domaine de Mistinibi-Raude sont constituées de granitoïdes anorogéniques de type-A. Ces derniers sont le produit de la fusion partielle d’une croûte résiduelle profonde enrichie en éléments incompatibles et en volatiles par le biais d’interactions avec les fluides magmatiques (Petrella et al., 2013). Ces roches hyperalcalines se mettent en place dans des contextes intracontinentaux généralement en extension et en bordure de structures crustales majeures. Même si la cristallisation fractionnée permet la concentration des éléments rares dans les phases tardives des intrusions (pegmatite), une remobilisation par des processus hydrothermaux semble essentielle à la formation d’une minéralisation économique (Sappin et Beaudoin, 2015 et références incluses). Les fluides tardifs altèrent les roches hyperalcalines (albitisation, hématitisation et silicification) et permettent la précipitation de minéraux riches en métaux rares de composition très variables (silicates, carbonates, oxydes, phosphates). Les études métallurgiques réalisées sur des échantillons provenant du secteur de Strange Lake indiquent aussi une facilité d’extraction et de récupération du minerai (Kerr, 2011).

Dans le secteur du lac Misery, une étude approfondie (Petrella, 2012; Petrella et al., 2013) a permis d’identifier les faciès lithologiques porteurs de la minéralisation. Les métaux rares se concentrent en amas et en niveaux au sein d’une ferrosyénite ainsi que dans les phases grossières de la syénite, celles-ci étant métasomatisées localement (altération sodique). La minéralisation consiste principalement en hydroxyapatite et en britholite-(Ce) fortement enrichie en terres rares. Des disséminations de fergusonite-(Y) sont aussi observées à proximité de dykes de quartz-fayalite coupant la ferrosyénite et la syénite. La ferrosyénite est majoritairement constituée de fayalite, d’hedenbergite, de ferropargasite et d’oxydes de fer avec une matrice de feldspath microperthique. Elle se présente en inclusions amiboïdes de quelques centimètres à plusieurs mètres à l’intérieur de la syénite.

 Dans le secteur du lac Brisson, la minéralisation est essentiellement à l’intérieur de dykes irréguliers, de lentilles ou d’amas de pegmatite injectée au sein des différents faciès de granites alcalins du Pluton du Lac Brisson. Le métasomatisme de ces phases tardives implique un enrichissement important en calcium et en magnésium. De plus, la majorité des zones minéralisées sont associées à une forte hématitisation diffuse et à une aegirinisation de l’arfvedsonite dans les pegmatites et les granites. La minéralogie varie d’une zone minéralisée à l’autre, mais les principales phases observées sont la gittinsite, la kainaosite, la gadolinite, la gagarinite, la dickgérénite, le pyrochlore, l’elpidite et la fluorine. Dans les autres secteurs, l’état actuel des connaissances ne permet pas de décrire les types d’altération ni la minéralogie des zones minéralisées. Des enrichissements en biotite sont localement mentionnés.

En plus des intrusions mésoprotérozoïques, des teneurs anomales en métaux rares ont été obtenues dans des unités intrusives paléoprotérozoïques. Ces teneurs anomales, localement indicielles, sont associées aux phases tardives et potassiques des suites de Nekuashu (nApPnek3) et de Pelland (pPped3) ainsi qu’aux granitoïdes des suites du Lac Cabot, de Dumans et de Déat. Les minéraux contenant les métaux rares étant diversifiés et peu communs, une prospection à l’aide d’appareils de mesure spécialisés serait nécessaire afin de bien circonscrire les zones minéralisées.

MINÉRALISATIONS EN MÉTAUX RARES DANS DES PEGMATITES GRANITIQUES

Des minéralisations en métaux rares ont aussi été reconnues au sein des roches migmatitiques du Complexe de Mistinibi. Ces migmatites, ainsi que les dykes et amas de granite pegmatitique qui les traversent, sont propices à la mise en place de minéralisations de type Rössing reliées à des fronts de migmatitisation marqués par des pegmatites profondes (Jébrak et Marcoux, 2008). Les intrusions granitiques (surtout les phases pegmatitiques), les migmatites et les paragneiss (en bordure des intrusions) du Complexe de Mistinibi sont localement minéralisés en uranium ± thorium avec des anomalies ponctuelles en plomb ou en terres rares (19 zones minéralisées). Peu d’information est disponible concernant ces zones minéralisées. La majorité d’entre elles sont regroupées dans un même secteur à environ 17 km au sud-est du Complexe de Ntshuku. La minéralisation semble couramment associée à la biotite, quoique des zones pauvres en biotite et enrichies en quartz ou en hématite en sont aussi porteuses. Le seul minéral économique identifié localement est la carnotite.

MINÉRALISATIONS ASSOCIÉES AUX ROCHES VOLCANO-SÉDIMENTAIRES

Le Domaine de Mistinibi-Raude comprend deux complexes de roches supracrustales d’importance : les complexes de Ntshuku et de Zeni. Il existe donc un potentiel pour la mise en place de différents types de minéralisations, tels que les sulfures massifs volcanogènes et l’or orogénique. 

 Le Complexe de Ntshuku comprend une séquence volcano-sédimentaire d’environ 20 km sur 7 km dans la partie centre-ouest du domaine. Malgré la présence de volcanites bimodales d’affinité tholéitique à calco-alcaline, la géochimie des volcanites felsiques semble suggérer qu’il s’agit d’un environnement peu favorable aux sulfures massifs volcanogènes (figure ci-contre) en utilisant des méthodes basées sur les éléments traces (Lesher et al., 1986). La majorité des échantillons analysés sont toutefois des volcanoclastites et non des coulées de rhyolite, influençant de façon importante le processus de fractionnement des terres rares. Dans le diagramme de Pearson (2007), qui utilise les éléments majeurs (non influencés par ce fractionnement), la majorité des échantillons se trouvent dans le champ indéterminé. De plus amples travaux seraient donc nécessaires pour déterminer la fertilité du complexe. Quelques zones rouillées décimétriques à métriques ont été observées au sein des amphibolites et des tufs à cristaux. La minéralisation est disséminée et principalement constituée de pyrite et de pyrrhotite. Des teneurs anomales ou significatives en cuivre (<730 ppm  Cu), en zinc (<1820 ppm Zn) et en nickel (<340 ppm Ni) ont été obtenues.

 La zone minéralisée Van der Leeden, où des teneurs en or (jusqu’à 8,1 g/t Au) sont associées à de très fortes anomalies en arsenic (jusqu’à 26 %), forme une lentille de 2 m sur 20 m riche en arsénopyrite (10 à 90 %) avec une éponte siliceuse d’environ 10 m sur 50 m. Cette zone est encaissée dans une séquence de métatufs à cristaux intercalés de niveaux décimétriques de métabasalte et de métawacke arkosique. La minéralisation est riche en éléments volatils, appauvrie en métaux de transition et auréolée d’une altération métasomatique siliceuse. Ce site est interprété par Girard (1990) comme une minéralisation mésothermale dans un environnement sédimentaire affecté par une tectonique cisaillante. Cet auteur propose que la minéralisation soit secondaire et qu’elle ait été déposée lors de la percolation de fluides minéralisateurs le long de plans de fracturation. Toutefois, les vérifications effectuées sur le terrain à l’été 2016 n’ont pas permis de confirmer cette hypothèse. L’encaissant de la minéralisation semble plutôt être un tuf felsique à cristaux (daté à 2373 Ma par Davis et Sutcliffe, 2018), tout comme le mentionnait Bélanger et van der Leeden (1987).

 Les paragneiss et les amphibolites du Complexe de Zeni contiennent des niveaux rouillés discontinus, décimétriques à décamétriques, de formation de fer aux faciès des silicates-oxydes. Ces niveaux à clinopyroxène, grenat, quartz, magnétite, carbonate et apatite renferment des sulfures disséminés à massifs (pyrrhotite, pyrite et traces de chalcopyrite). Ce contexte de mise en place (environnement de roches métasédimentaires et métavolcaniques mafiques) pourrait s’apparenter à une variante des gîtes de type Besshi au Japon (Jébrak et Marcoux, 2008). Des teneurs anomales ou significatives en cuivre (<1429 ppm Cu), en or (<127 ppb Au) et en nickel (<1035 ppm Ni) ont été obtenues dans ces formations de fer.

L’abondance de roches métasédimentaires dans le Domaine de Mistinibi-Raude soulève aussi la possibilité de trouver des minéralisations sulfurées de type SEDEX, puisqu’elles celles-ci peuvent être préservées aux faciès des amphibolites et des granulites. Aucune teneur anomale en plomb-zinc n’a toutefois été obtenue à ce jour. Par contre, des échantillons de paragneiss du Complexe de Mistinibi ont donné des teneurs anomales ou significatives en cuivre (<850 ppm Cu), en or (<71 ppb Au), en arsenic (<400 ppm As), en zinc (<280 ppm Zn) et en nickel (<480 ppm Ni). Les sulfures disséminés (pyrrhotite, pyrite secondaire et traces de chalcopyrite), accompagnés ou non de graphite, se trouvent dans des niveaux décimétriques à métriques de paragneiss rouillés, localement silicifiés.

MINÉRALISATIONS EN CU-NI MAGMATIQUE OU HYDROTHERMAL DANS DES INTRUSIONS MAFIQUES ET ULTRAMAFIQUES

 Le Domaine de Mistinibi-Raude comprend plusieurs unités de roches intrusives mafiques et ultramafiques qui représentent des lithologies favorables à la mise en place de minéralisations de Cu-Ni±Cr±EGP ou de Fe-Ti-V (ci-dessous). Les principales unités sont rattachées à l’Intrusion de Brass et aux suites de Michikamau, de Pallatin, de Résolution et de Raude. Dans la région du lac Fraser, au Labrador, des minéralisations de Ni-Cu localisées au contact entre l’Intrusion de Michikamau et les paragneiss encaissants ont suscité un intérêt suite à la découverte du gisement de Voisey’s Bay dans les années 1990. Toutefois, du côté québécois, la nature de l’encaissant (enderbite de l’Intrusion de Brass) diminue le potentiel pour la mise en place de ce type de minéralisation, puisqu’il ne semble pas y avoir de source de soufre, essentiel à leur formation. Des teneurs anomales en cuivre (951 ppm Cu) et en nickel (620 ppm Ni) ont tout de même été obtenues au sein d’un niveau métrique de gabbronorite renfermant environ 10 % de sulfures disséminés (pyrite, pyrrhotite et traces de chalcopyrite) et 5 % de graphite.

Des teneurs anomales en Cu-Ni-Cr ont aussi été obtenues dans la clinopyroxénite et le gabbro associés respectivement aux suites de Pallatin et de Nekuashu. La minéralisation est dans des zones rouillées décimétriques à métriques renfermant des sulfures disséminés (pyrite, pyrrhotite et chalcopyrite). La zone minéralisée Muriel comporte toutefois une zone rouillée plus importante, de l’ordre de 280 m de longueur sur 1 à 10 m de largeur. Une partie de la minéralisation (chalcopyrite, pyrite et malachite) est disséminée dans un gabbro de la Suite intrusive de Pallatin et semble d’origine magmatique. Toutefois, une remobilisation des sulfures à l’intérieur de veinules de quartz ou carbonate est aussi observée. La minéralisation filonienne est aussi enrichie en or et en argent. Les échantillons analysés ont donné jusqu’à 2,4 % Cu, 1800 ppb Au et 8,8 g/t Ag.

MINÉRALISATIONS EN FE-TI-V DANS DES INTRUSIONS MAFIQUES

Les meilleures teneurs en Fe-Ti-V ont été obtenues sur la zone minéralisée Lacasse, où un filon-couche boudiné de gabbro déformé et métamorphisé, de largeur décamétrique à métrique, contient des lits centimétriques massifs à semi-massifs de magnétite vanadifère et d’ilménite. Le filon-couche de gabbro est finement à moyennement grenu, à grenat coronitique et imbriqué dans le Complexe de Zeni. L’ilménite contient 10 % d’exsolutions d’hématite. L’hématite est aussi en altération de la magnétite. La présence de 3 à 4 % de pyrrhotite-pyrite et de traces de chalcopyrite fait en sorte que cette zone minéralisée est rouillée en surface. Un échantillon prélevé à cet endroit a donné autour de 38 % Fe2O3, 4,6 % TiO2, 1645 ppm V et 428 ppm Cu. L’amphibolite du Complexe de Zeni est étroitement associée avec des niveaux stratiformes de roches gabbroïques métamorphisées, aussi assignés au Zeni, qui pourraient donc être porteurs de minéralisations similaires.

Les suites de Nekuashu et de Michikamau devraient aussi faire l’objet de travaux plus approfondis étant donné qu’elles comprennent des anorthosites. Enfin, des teneurs anomales en vanadium ont été obtenues dans une gabbronorite de la Suite intrusive de Pallatin (pPpal2) et dans un gabbro de l’Intrusion de Brass (nPbrs2), lequel encaisse la Suite de Michakamau.

 

Collaborateurs

Collaborateurs
Auteurs

Benoit Charette, géologue, M. Sc. benoit.charette@mern.gouv.qc.ca

Isabelle Lafrance, géologue, M. Sc. isabelle.lafrance@mern.gouv.qc.ca

Marc-Antoine Vanier, ing. jr, marc-antoine.vanier@mern.gouv.qc.ca

Antoine Godet, étudiant au doctorat à l’Université Laval

GéomatiqueJulie Sauvageau
ÉditionSimon Auclair, géo., M. Sc.
Lecture critiquePatrice Roy, géo., M. Sc.
OrganismeDirection générale de Géologie Québec, Ministère de l’Énergie et des Ressources naturelles, Gouvernement du Québec

Remerciements :

Ce Bulletin géologiQUE est le fruit de la collaboration de nombreuses personnes qui ont activement pris part aux différentes étapes de la réalisation du projet. Nous tenons à remercier l’ensemble des géologues, des aides-géologues et du personnel de soutien qui ont participé aux travaux de cartographie du ministère au cours des étés 2014 et 2016. Les discussions avec le géologue Fabien Solgadi ont été très profitables.

Références

Publications du gouvernement du Québec

 

Clark, T., D’Amours, I, 2012.  Interprétations structurales et métallogéniques dans la fosse du labrador à partir des cartes magnétique et spectrométrique.  MRN, RP 2012-02 

Clark, T., Leclair, A., Pufahl, P., David, J, 2008.  Geological and metallogenic research in the Schefferville (23J15) and lac Zeni (23I16) areas.  Commission géologique du Canada, Geotop UQAM-McGill, MRNF, Université Acadia, RP 2008-01(A) 

Clark, T., Leclair, A., Pufahl, P., David, J, 2008.  Recherche géologique et métallogénique dans les régions de Schefferville (23J15) et du lac Zeni (23I16).  Commission géologique du Canada, Geotop UQAM-MCGILL, MRNF, Université Acadia, RP 2008-01 

D’Amours, I., Intissar, R, 2012a.  Levé magnétique et spectrométrique aéroporté dans le secteur du lac Le Moyne, Province de Churchill.  MRNF, DP 2011-06 

D’Amours, I., Intissar, R, 2012b.  Levé magnétique et spectrométrique aéroporté dans le secteur la rivière Koksoak, Province de Churchill.  MRNF, DP 2011-07 

D’Amours, I., Intissar, R, 2013.  Levé magnétique et spectrométrique aéroporté dans le secteur la rivière à la Baleine, Province de Churchill.  MRN, DP 2013-03 

Danis, D, 1991.  Géologie de la région du lac Raude (Territoire-du-Nouveau-Quebec).  MRN, ET 88-10 

David, J., Moukhsil, A., Clark, T., Hébert, C., Nantel, S., Dion, C., Sappin, A.-A, 2009.  Datations U-PB effectuées dans les provinces de Grenville et de Churchill en 2006-2007.  Geotop UQAM-MCGILL, MRNF, Université Laval, RP 2009-03 

DAVID, J., SIMARD, M., BANDYAYERA, D., GOUTIER, J., HAMMOUCHE, H., PILOTE, P., LECLERC, F., DION, C. 2012. DATATIONS U-PB EFFECTUEES DANS LES PROVINCES DU SUPERIEUR ET DE CHURCHILL EN 2010-2011. MRNF. RP 2012-01

Davis, D W., Sutcliffe, C N. 2018. U-Pb Geochronology of Zircon and Monazite by LA-ICPMS in samples from northern Quebec. UNIVERSITY OF TORONTO. MB 2018-18

Girard, R, 1990a.  Géologie de la région de la rivière Déat (rapport final).  MRN, MB 90-15 

Godet, A., Vanier, M.-A., Guilmette, C., Labrousse, L., Charette, B., Lafrance, I., 2018a. Chemins PT et style d’exhumation du Complexe de Mistinibi, Province du Churchill Sud-Est, Canada. MERN, Université Laval. MB 2018-31.

Hammouche, H., Legouix, C., Goutier, J., Dion, C, 2012.  Géologie de la région du lac Zeni.  MRN, RG 2012-02 

Hammouche, H., Legouix, C., Goutier, J., Dion, C., Petrella, L, 2011.  Géologie de la région du lac Bonaventure.  MRNF, RG 2011-03 

Intissar, R., Benahmed, S., D’Amours, I. , 2014a. Levé magnétique et spectrométrique aéroporté dans le secteur sud de la rivière George, partie sud-est de la Province de Churchill. MRN. DP 2014-01

Intissar, R., Benahmed, S., D’amours, I., 2014b.  Levé magnétique et spectrométrique aéroporté dans le secteur nord de la rivière George, partie sud-est de la Province de Churchill.  MRN, DP 2014-02

Jébrak, M., Marcoux, E. 2008. Géologie des ressources minérales. MM 2008-01

Lafrance, I., Bandyayera, D., Charette, B., Bilodeau, C., David, J, 2016.  Géologie de la région du lac Brisson (SNRC 24A).  MERN, RG 2015-05 

Owen, J V, 1989.  Géologie de la région du lac Leif (Territoire du Nouveau-Québec).  MRN, ET 87-18 

Taner, M F, 1992.  Reconnaissance géologique de la région du lac Juillet – Territoire du Nouveau-Québec.  MRN, MB 91-19 

van der Leeden, J, 1994.  Géologie de la région du lac de la Hutte Sauvage (Territoire du Nouveau-Québec).  MRN, MB 94-32 

van der Leeden, J., 1995. Géologie de la région du lac Mistinibi, Territoire du Nouveau-Québec. Ministère des Ressources naturelles, Québec; MB 95-45, 112 pages, 3 plans. MB 95-45

VANIER, M.-A., GODET, A., GUILMETTE, C., HARRIS, L B., CLEVEN, N R., CHARETTE, B., LAFRANCE, I. 2018. Extrusion latérale en croûte moyenne dans le sud-est de la Province de Churchill démontrée par les interprétations géophysiques, l’analyse structurale et les pétrofabriques du quartz. UNIVERSITE LAVAL, INRS, MERN.  MB 2018-12, 58 pages.

 

Autres publications

 

CHAPPELL, B.W. – WHITE, A.J.R., 1974 – Two contrasting granite types. Pacific Geology; volume 8, pages 173-174.

Corrigan, D., Wodicka, N., McFarlane, C., Lafrance, I., van Rooyen, D., Bandyayera, D., Bilodeau, C., 2018. Lithotectonic Framework of the Core Zone, Southeastern Churchill Province, Canada: Geoscience Canada, v. 45, p. 1–24, doi: 10.12789/geocanj.2018.45.128.

Dyke B., Kerr, A., Sylvester, P.J., 2004. Magmatic sulphide mineralization at the Fraser Lake prospect (NTS map area 13L/5), Michikamau Intrusion, Labrador. In: Current Research (2004). Geological Survey, Newfoundland Department of Mines and Energy; Report 04-1, pages 7-22.

Girard, R., 1990b. Évidence d’un magmatisme d’arc protérozoïque inférieur (2.3 Ga) sur le plateau de la rivière George. Geoscience Canada, v. 17, no 4, pages 217-222.

Girard, R., 1992. Le Groupe de la Hutte Sauvage : sédimentation alluvionnaire épi-orogénique dans l’arrière-pays de la fosse du Labrador (Protérozoïque inférieur, Nouveau-Québec) : Canadian Journal of Earth Sciences, v. 29, p. 2571–2582, doi: 10.1139/e92-204.

Godet, A., Guilmette, C., Labrousse, L., Smit, M., Davis, D., Vanier, M.-A., Lafrance, I., Charette, B., 2018b. Deciphering the prograde, peak and retrograde petrochronological record of the 2.1 Ga Mistinibi long-lived anatectic event. Présentation faite dans le cadre du congrès Granulites and Granulites 2018, The Mineralogical Society, United Kingdom.

James, D.T., Dunning, G.R., 2000. U-Pb geochronological constraints for Paleoproterozoic evolution of the core zone, southeastern Churchill Province, northeastern Laurentia: Precambrian Research, v. 103, p. 31–54, doi: 10.1016/S0301-9268(00)00074-7.

James, D.T., Mahoney, K.L., 1994. Structural, metamorphic and intrusive relations in the hinterland of the Eastern Churchill Province, Western Labrador.: Newfoundland Department of Mines ans Energy; Current Research, p. 371–385.

James, D.T., Nunn, G.A.G., Kamo, S., Kwok, K., 2003. The southeastern Churchill Province revisited: U-Pb geochronology, regional correlations, and the enigmatic Orma Domain. In: Current Research. Newfoundland Department of Mines and Energy, Mineral Development Division; report 03-1, p. 35–45.

Kerr, A., 2011. Rare earth element (REE) mineralization in Labrador: A review of known environments and the geological context of current exploration activity: Current Research, Newfoundland and Labrador Department of Natural Resources, Geological Survey, Report 11-1, p. 109–143.

Kerr, A., 2013. Rare-earth-element (REE) behaviour in the Strange Lake intrusion, Labrador: Resource estimation using predictive methods: Current Research, Newfoundland and Labrador Department of Natural Resources, Geological Survey, Report 13-1., p. 117–136.

Kerr, A., Hamilton, M.A., 2014. Rare-earth element (REE) mineralization in the Mistastin Lake and Smallwood Reservoir areas, Labrador: field relationships and preliminary U–Pb zircon ages from host granitoid rocks: Current Research. Newfoundland Department of Mines and Energy, Geological Survey, Report 14-1, p. 45–62.

Kerr, A., McNicoll, V., 2010. U-Pb ages from mafic rocks associated with orthomagmatic Ni-Cu-Co sulphide mineralization in west-central Labrador: Current Research, Newfoundland Department of Mines and Energy, Geological Survey, Report 10-1.

Krogh, T.E., Davis, G.L., 1973. The significance of inherited zircons on the age and origin of igneous rocks—an investigation of the ages of the Labrador adamellites. Carnegie Institute of Washington Yearbook, v. 72, no 1630, p. 610-613.

LESHER, C. M. – GOODWIN, A.M., CAMPBELL, I.H. –  GORTON, M.P., 1986. Trace-element geochemistry of ore-associated and barren, felsic metavolcanic rocks in the Superior Province, Canada. Canadian Journal of Earth Science, volume 23, pages 222-237, doi.org/10.1139/e86-025.

Low, A.P., 1896. Report on explorations in the Labrador Peninsula along the East Main, Koksoak, Hamilton, Manicouagan and portions of other rivers in 1892-93-94-95.: Geological Survey of Canada, v. 8.

Miller, R., 1990. The Strange Lake pegmatite-aplite-hosted rare-metal deposit, Labrador. Current Research, Newfoundland Department of Mines and Energy, Geological Survey Branch, Report, 90-1: , p. 171–182.

Miller, R.R., Heaman, L.M., Birkett, T.C., 1997. U-Pb zircon age of the Strange Lake peralkaline complex: implications for Mesoproterozoic peralkaline magmatism in north-central Labrador: Precambrian Research, v. 81, p. 67–82, doi: 10.1016/S0301-9268(96)00024-1.

Nunn, G.A.G., and Noel, N., 1982. Regional geology east of Michikamau Lake, Central Labrador. In: Current Research. Newfoundland Department of Mines and Energy, Mineral Development Division; report 82-1, p. 149–167.

Nunn, G.A.G., Heaman, L.M., and Krogh, T.E., 1990. U-Pb geochronological evidence for Archean crust in the continuation of the Rae Province (eastern Churchill Province), Grenville Front Tectonic Zone, Labrador. Geoscience Canada, v. 17, no 4, p. 259–265.

Owen, J.V., 1991. Cordierite + spinel parageneses in pelitic gneiss from the contact aureoles of the Mistastin batholith (Quebec) and the Taylor Brook gabbro complex (Newfoundland): Canadian Journal of Earth Sciences, v. 28, p. 372–381, doi: 10.1139/e91-034.

PEARCE, J.A. – GALE, G.H., 1977. Identification of ore-deposition environment from trace element geochemistry of associated igneous host rocks. Geological Society, London; Special Publications, Volume 7, pages 14-24, doi.org/10.1144/GSL.SP.1977.007.01.03.

PEARSON, V., 2007. Le PER-GH: un nouvel indice de classification des volcanites felsiques pour la reconnaissance des environnements fertiles. CONSOREM, projet 2004-02, 27 pages.

Petrella, L., 2012. The nature ans origin of REE mineralization in the Misery syenitic intrusion, Northern Québec, Canada. Université McGill; thèse de maîtrise, 130 pages.

Petrella, L., Williams-Jones, A.E., Goutier, J., and Walsh, J., 2014. The Nature and Origin of the Rare Earth Element Mineralization in the Misery Syenitic Intrusion, Northern Quebec, Canada: Economic Geology, v. 109, p. 1643–1666, doi: 10.2113/econgeo.109.6.1643

Sandborn-Barrie, M., 2016. Refining lithological and structural understanding of the southern Core Zone, northern Quebec and Labrador in support of mineral resource assessment. Geological Survey of Canada, Open File 7965, 35 pages, doi.org/10.4095/297560.

Sandborn-Barrie, M., Rayner, N.M., Lion, A., 2015. Report of activities for the 2015 bedrock component of the GEM Southern Cor Zone activity, northern Quebec and Labrador. Geological Survey of Canada, Open File 7952, 16 pages, doi.org/10.4095/297271.

Taylor, F.C., 1979. Reconnaissance geology of a part of the Precambrian shield, northeastern Quebec, northern Labrador and Northwest Territories: Geological Survey of Canada, doi.org/10.4095/109241.

van der Leeden, J., Bélanger, M., Danis, D., Girard, R., Martelain, J., Lewry, J.F., Stauffer, M.R., 1990. Lithotectonic domains in the high-grade terrain east of the Labrador Trough (Quebec, in The Early Proterozoic Trans-Hudson Orogen of North America, p. 371–386.

Wardle, R.J., Ryan, B., Ermanovics, I., 1990a. The eastern Churchill Province, Torngat and New Quebec orogens: an overview: Geoscience Canada, v. 17, p. 217–222.

Wardle, R.J., Ryan, A.B., Mengel, F., 1990b. Labrador segment of the Trans-Hudson Orogen: Crustal development through oblique convergence and collision., in Early Proterozoic Trans-hudson Orogen of North America (special Paper 37), p. 353–369.

Wardle, R.J., James, D.T., Scott, D.J., Hall, J., 2002. The southeastern Churchill Province: synthesis of a Paleoproterozoic transpressional orogen: Canadian Journal of Earth SciencesCanadian Journal of Earth Sciences, v. 39, p. 639–663, doi: 10.1139/e02-004.

 

 

 

 

24 mai 2019