Géologie de la région du lac Cadieux, sous-provinces d’Opatica et d’Opinaca, Eeyou Istchee Baie-James, Québec, Canada

 

Une nouvelle carte géologique préliminaire de la région du lac Cadieux (feuillets SNRC 33A02, 33A07 et portion NE du feuillet 33A03) a été produite à la suite d’un levé réalisé au cours de l’été 2018. La cartographie a permis de préciser la limite entre les sous-provinces d’Opatica et d’Opinaca et de procéder à une révision stratigraphique et structurale de la branche ouest de la Ceinture de roches vertes de la Haute-Eastmain (CRVHE). L’unité basale de la Formation de Dolent est surmontée, en contact faillé, par les conglomérats polygéniques du Groupe de Bohier. Les polarités mesurées dans les basaltes coussinés indiquent une séquence renversée. L’extrémité ouest de la CRVHE culmine par la fermeture d’un pli régional synforme anticlinal qui plonge vers le NE. Les roches métasédimentaires du Complexe de Laguiche, qui représentent la majeure partie des roches de l’Opinaca, sont séparées en deux domaines tectonométamorphiques par un large corridor de décrochement dextre. La partie NW de la carte expose des roches fortement migmatitisées s’étant formées à un niveau structural plus profond que celles qui se trouvent au sud du corridor cisaillé.

Les travaux ont permis d’identifier plusieurs environnements géologiques favorables d’un point de vue métallogénique. Les roches volcaniques et les sills ultramafiques de la Formation de Dolent renferment des veines de quartz orogéniques et des niveaux exhalatifs stratiformes. La zone de contact entre le Batholite de MacLeod et les paragneiss du Complexe de Laguiche constitue un métallotecte de premier ordre pour les minéralisations de Cu-Mo-Ag-Au-W. Enfin, du spodumène a été répertorié dans une pegmatite de la Suite de Wahemen.

Méthode de travail

Travaux antérieurs

Le tableau ci-dessous présente une liste des travaux réalisés dans le secteur à l’étude depuis 1976. Il inclut aussi les références citées dans le rapport.

Travaux antérieurs dans la région d’étude

Auteur(s)	Type de travaux	Contribution
Hocq, 1976	Levé géologique du ministère des richesses naturelles du Québec	Géologie de la région du lac Cadieux (feuillets 33A01, 33A02, 33A07, 33A08, 33A09 et 33A10)
Hocq, 1985	Synthèse géologique du ministère de l’Énergie et des Ressources du Québec	Géologie de la région des lacs Campan et Cadieux (portion est des feuillets 33A et 33H)
Couture, 1987	Synthèse géologique du ministère de l’Énergie et des Ressources du Québec	Géologie de la Ceinture de roches vertes de la Haute-Eastmain (feuillets 33A07 et 33A08)
Beesley, 1989; Beesley et Engelen, 1989; Tremblay, 1994 (a); Tremblay, 1994 (b); Tremblay, 1995; Trudel, 1997; Leblanc et Kendle, 2009; Dobbelsteyn et Frappier-Rivard, 2015	Levés géologiques et magnétiques détaillés	Travaux d’exploration dans la Ceinture de roches vertes de la Haute-Eastmain (CRVHE)
Prior, 1991; Byron et Clark, 1999	Levés géologiques et prospection	Travaux d’exploration dans le secteur du Batholite de Macleod et de la zone minéralisée de Windy Mountain
Winter, 1989; Pilkey, 1990 (a); Pilkey, 1990 (b); Winter, 1992; Winter, 2007; Winter et Filice, 2007; Winter 2008	Levés géologiques et travaux de forage	Travaux d’exploration dans le secteur des zones minéralisées de Cu-Mo-Ag-Au : Macleod, Macleod NE, ML-06-123, ML-06-128, Pointe Richard, Pointe Rocky et Windy-Cible 4-3
Cook et al., 2008; Winter, 2011	Rapports 43-101	Synthèse des travaux d’exploration (cartographie, prospection et forage) dans le secteur de Macleod
D’Amours, 2011	Synthèse des levés aéromagnétiques de la Baie-James	Couverture complète de la région d’étude par des levés aéromagnétiques
St-Hilaire, 2008; Wade et al., 2014	Levés aéromagnétiques	Cartes géophysiques détaillées de la CRVHE
Solgadi, 2017	Levés géochimiques (anomalies de fond de lac)	Carte d’anomalie géochimique (MERN)
Beauchamp et al., 2018	Bulletin géologiQUE du MERN	Géologie et potentiel minéral de la région de l’île Bohier (feuillets 33A01, 33A08 et portion ouest des feuillets 23D04 et 23D05)

Lithostratigraphie

La région cartographiée couvre les feuillets 33A07 et 33A02 ainsi que la partie SW du feuillet 33A03. Elle se situe dans la Province du Supérieur, au contact entre les sous-provinces d’Opatica et d’Opinaca. La chronologie relative de mise en place de ces unités est illustrée dans des schémas stratigraphiques qui tiennent compte des relations de recoupement décrites sur le terrain et des données géochronologiques U-Pb disponibles. Ces schémas constituent des sections très idéalisées de la géologie de la région étudiée montrant les relations entre les unités ainsi que leurs positions relatives.

Sous-province d’Opatica

La base de la stratigraphie régionale, qui correspond à un socle mésoarchéen à néoarchéen, est composée des roches du Complexe de Misasque (Amiq) et du Pluton de Digne (mAdig). Le Complexe de Maingault (nAmng), qui affleure sur une mince bande dans la partie sud de la carte, pourrait aussi être un ensemble de roches rattaché à la Sous-province de l’Opinaca dont la position stratigraphique serait sous-jacente au Bassin d’Opinaca.

Le Complexe de Misasque (Amiq; Talla Takam et al., en préparation) constitue un socle gneissique et intrusif polyphasé de type TTG. L’étalement des âges archéens obtenus dans les roches du Complexe de Misasque démontre l’existence de plusieurs générations de zircons et reflète l’hétérogénéité, le mélange et la complexité de cette unité qui renferme plusieurs phases en contact diffus. Même si les âges de cristallisation magmatique (U-Pb sur zircons) obtenus dans les tonalites homogènes du Complexe de Misasque sont plus jeunes que ceux du Pluton de Digne, les âges hérités (3024 et 2822 Ma) et la présence d’unités gneissiques non datées dans le Complexe de Misasque suggèrent que des phases précoces pourraient être antérieures à la mise en place du Pluton de Digne.

Le Pluton de Digne (mAdig; nouvelle unité, 2814 ±7 Ma; Davis, 2019) se distingue de son unité adjacente, le Complexe de Misasque, par : son homogénéité, l’absence de structure gneissique, l’expression d’une foliation faiblement développée et la présence de phénocristaux de quartz. Le Pluton de Digne correspond à une intrusion de tonalite et de granodiorite leucocrate à biotite et muscovite qui s’injecte dans les phases les plus anciennes du Complexe de Misasque. Puisque ce dernier est multiphasé, il renferme aussi des phases intrusives beaucoup plus jeunes, dont la mise en place est postérieure à celle du Pluton de Digne.

Le Complexe de Maingault (nAmng; nouvelle unité) occupe le sud de la carte du lac Cadieux et comprend trois sous-unités de roches intrusives et gneissiques, localement migmatitisées : 1) tonalite et diorite quartzifère (nAmng1); 2) gabbro, diorite et amphibolite (nAmng2), et 3) péridotite (nAmng3).

La Ceinture de roches vertes de la Haute-Eastmain (CRVHE), qui repose sur le socle, se compose de deux grands ensembles : le Groupe de René (Are), qui comprend essentiellement des roches volcaniques, et le Groupe de Bohier (nAbh), qui regroupe des roches sédimentaires. Le Groupe de René est présenté comme une succession d’épisodes volcaniques correspondant à quatre formations (Beauchamp et al., 2018). De la base au sommet de l’empilement volcanique, cette succession est formée de la Formation d’Érasme (mAerm; 2800 ±6 Ma, Davis et Sutcliffe, 2018b), de la Formation de Roman (nArmn; 2770 ±3 Ma, Davis et Sutcliffe, 2018b; 2770 ±6 Ma, Davis et Sutcliffe, 2018a) et de la Formation de Clément (nAcln; < 2770 Ma). Seule la Formation de Dolent (nAdln), qui représente la partie sommitale du Groupe de René, est visible dans la région. Sa position stratigraphique (2751 ±5 Ma ; Davis, 2019), établie lors de la campagne de terrain du projet lac Cadieux, indique qu’il s’agirait de la formation la plus jeune du Groupe de René. Cependant, il est possible que la mise en place de la Formation de Dolent soit synchrone à la Formation de Clément qui a été décrite dans la branche sud de la CRVHE.

La Formation de Dolent (nAdln; Beauchamp et al., 2018) regroupe les roches volcaniques des branches ouest et nord, ainsi que celles de la bordure nord de la branche est de la CRVHE. Elle se divise en six unités informelles. L’unité nAdln6 a été ajoutée dans le cadre de ces travaux pour décrire une mince unité de tuf felsique présente au cœur d’un pli régional à l’extrémité occidentale de la CRVHE. Les filons-couches mafiques et ultramafiques (nAdln3) caractérisent la base de la formation. Les unités de chert sulfuré et de formation de fer (nAdln5) ainsi que de tuf felsique (nAdln6) sont interdigitées avec les niveaux de basalte sus-jacents (nAdln1). L’unité la plus jeune est composée de roche volcanique et de filons-couches ultramafiques (nAdln4). Le contact sommital est caractérisé par une faille masquant une discordance au-dessus de laquelle sont déposés les conglomérats polygéniques du Groupe de Bohier.

Le Groupe de Bohier (nAbh; Couture, 1987) se divise en quatre unités informelles, mais les deux unités basales (nAbh1 et nAbh1a) ne sont pas présentes sur la carte du lac Cadieux. L’unité de conglomérat polygénique (nAbh2) affleure au sud de la branche ouest de la CRVHE et passe latéralement et progressivement à une unité de tuf (nAbh3; nouvelle unité). Pour contraindre la mise en place des roches sédimentaires détritiques de la CRVHE, deux échantillons de conglomérat ont été datés. Le conglomérat à matrice pâle se trouve au cœur de l’île Bohier et se compose essentiellement de clastes de tonalite et de roche volcanique felsique. Une seule population de zircons a été identifiée (2768 ±3 Ma; Davis et Sutcliffe, 2018b). L’âge indique que ce conglomérat serait issu majoritairement de l’érosion du Pluton synvolcanique de l’Île Bohier et des roches volcaniques de la Formation de Roman. Les zircons du second conglomérat daté sont distribués autour de deux âges, soit 2712 ±6 Ma et 2836 ±10 Ma (Davis et Sutcliffe, 2018b). La population de zircons la plus jeune datée à 2712 ±6 Ma (Davis et Sutcliffe, 2018b) représente l’âge maximal de sédimentation des roches du Groupe de Bohier.

Sous-province d’Opinaca

Des lambeaux de diorite quartzifère, de tonalite et de diorite foliées, localement gneissiques et migmatitisées, à biotite-hornblende ± magnétite (unité lithologique I2b) ont été cartographiés dans le secteur du lac Lavallette. Ces corps isolés au sein du bassin sédimentaire du Complexe de Laguiche pourraient être plus anciens.

Les roches métasédimentaires néoarchéennes du Complexe de Laguiche (<2695 ±9 Ma; Davis, 2019) représentent l’essentiel de cette sous-province. Elles sont séparées en deux domaines tectonométamorphiques par la Zone de cisaillement d’Eastmain-Sorbier. Le domaine nord expose du paragneiss (nAlgi2a), de la diatexite issue de la fusion de paragneiss, et des roches intrusives intermédiaires ainsi que du granite d’anatexie (nAlgi4b). Le domaine sud expose des roches sédimentaires moins migmatitisées qui contiennent généralement <20 % de mobilisat. Ces dernières correspondent à du paragneiss (nAlgi2c) et de la métatexite (nAlgi3a) à biotite, localement à grenat et cordiérite. Les roches de l’unité nAlgi2c se distinguent de l’unité nAlgi2a par leur concentration équivalente en potassium (%) et par leur concentration équivalente en thorium (ppm) qui sont nettement plus élevées. Du point de vue géochimique, les paragneiss des unités nAlgi2a et nAlgi2c proviendraient de l’érosion d’un socle de type TTG, et leur protolite serait du wacke (voir le lexique géochimique). À cause de leur géochimie similaire, il n’est pas possible d’écarter l’hypothèse que les roches métasédimentaires des unités nAlgi2a et nAlgi2c aient une origine commune. De minces niveaux de conglomérat polygénique à fragments flottants migmatitisés (nAlgi10) sont isolés dans la Zone de cisaillement d’Eastmain-Sorbier, à proximité du lac Lavallette.

Le Complexe de Mabille (nAmbi; nouvelle unité) est principalement composé d’une unité de tonalite homogène (2705 ±4 Ma, Davis, 2019) et de diorite quartzifère à biotite ± magnétite (nAmbi1). De moindre importance, les unités nAmbi2, nAmbi3, nAmbi4 et nAmbi5 affleurent très peu.

Une grande variété de roches de nature intrusive, syntectoniques à tarditectoniques, s’injecte dans le bassin sédimentaire d’Opinaca. La Suite de Lépante (nAlpn; nouvelle unité) comprend de la monzodiorite quartzifère et de la monzodiorite foliées affleurant à l’intérieur de la Zone de cisaillement d’Eastmain-Sorbier. Plusieurs corps ultramafiques, arrondis à lenticulaires et foliés appartenant à la

Suite mafique-ultramafique de Sorbier (nAsrb; nouvelle unité) et à la Suite ultramafique de Dominique (nAdmn; nouvelle unité) coupent clairement les roches du Complexe de Laguiche. Elles apparaissent plus ou moins alignées le long de la Zone de cisaillement de Sorbier et du contour du Batholite de MacLeod. Le relief des monts Otish est occupé par le Pluton de Pisim (nApsm; nouvelle unité), une unité de tonalite et de granodiorite faiblement foliées, par l’Intrusion de Barou (nAbru; Beauchamp et al., 2018), un granite massif hétérogène, et par la Suite de Martel (nAmrt; Beauchamp et al., 2018) composée d’un granite rubané à muscovite-grenat. Finalement, les unités lithologiques granitiques I1Ba et I1Bb, qui coupent les roches métasédimentaires, semblent s’être mises en place très tardivement dans l’histoire tectonométamorphique de la région.

 

Unités intrusives coupant les deux sous-provinces

Le Batholite de MacLeod (nAmcl; nouvelle unité), qui forme une large masse intrusive (25 km sur 15 km) de granodiorite et de monzodiorite quartzifère à hornblende-biotite-magnétite occupe la partie centrale de la région cartographiée. La Suite de Cadieux (nAcad; Beauchamp et al., 2018) est constituée de monzodiorite quartzifère et de granodiorite foliées montrant une structure caractéristique à phénocristaux de feldspath potassique. Elle coupe la partie sud de la CRVHE et masque le contact entre les sous-provinces d’Opatica et d’Opinaca. Les âges obtenus pour les roches intrusives du Batholite de MacLeod (2704 ±3 Ma; Davis, 2019) et de la Suite de Cadieux (2700 ±3 Ma; Davis, 2019, 2699 ±5 Ma; Davis et Sutcliffe, 2018b) suggèrent qu’elles sont contemporaines. Finalement, la Suite de Wahemen (nAwah; Talla Takam et al., en préparation), composée de granite et de pegmatite à muscovite, biotite, grenat, représente l’une des unités archéennes les plus jeunes de la région du lac Cadieux (2640 ±10 Ma ; Davis et Sutcliffe, 2018a).

 

Dykes mafiques néoarchéens et paléoprotérozoïques

La région d’étude est traversée par trois essaims de dykes mafiques d’âges néoarchéen et paléoprotérozoïque qui coupent toutes les unités de la région. Les dykes d’orientation SSE-NNW de gabbronorite massive, dont la phase porphyrique à phénocristaux centimétriques de plagioclase est commune dans la région, appartiennent à l’Essaim de dykes de Mistassini (nAmib; 2515 à 2503 Ma). Les Dykes de Senneterre (pPsen; 2221 à 2216 Ma), de composition gabbroïque à gabbronoritique, sont orientés WSW-ENE. Enfin, les dykes de gabbronorite orienté N-S pourraient être rattachés à l’essaim de Dykes du Lac Esprit (pPest; 2069 ±1 Ma).

Lithogéochimie

La lithogéochimie des unités de la région du lac Cadieux est présentée séparément sous forme de tableaux.

Géologie structurale

La région du lac Cadieux montre une architecture complexe impliquant une tectonique polyphasée. Les critères lithologiques, structuraux et géophysiques permettent de subdiviser la région en six domaines structuraux. Les domaines de Cadieux (DScad), de Dolent (DSdol) et de Maingault (DSmai) appartiennent à la Sous-province d’Opatica. Dans la Sous-province d’Opinaca, la

Zone de cisaillement d’Eastmain-Sorbier (ZCesb) sépare les domaines d’Ayr (DSayr) au nord et de Mabille (DSmbi) au sud. Trois phases de déformation ont été identifiées et désignées D₁, D₂, D₃ dans la région du lac Cadieux. La fabrique D₂, décrite dans ce bulletin, correspond à la foliation régionale principale. Elle fait référence à la déformation D₂ utilisée par Couture (1987) et Beauchamp et al. (2018), à D₁ décrit par Roy (1988) et à Dn dans la plupart des fiches du Lexique structural. La coupe structurale présente une interprétation de la géométrie des principales unités de la région dans un plan vertical orienté NNW-SSE. En surface, elle est basée sur les observations structurales de terrain, alors qu’en profondeur elle est purement interprétative.
 

 

Structures primaires

Les structures primaires sont bien préservées au sein du Domaine structural de Dolent. La stratification est généralement transposée dans la fabrique principale S₂, ce qui n’est pas le cas à l’extrémité occidentale de la CRVHE, où la stratification — à fort angle avec la trace de la foliation S₂ – et la fermeture de plis régionaux sont clairement visibles sur la carte du gradient vertical du champ magnétique de haute résolution (Wade et al., 2014). La morphologie des coussins de basalte de la Formation de Dolent indique que la polarité de la séquence volcanique est inversée. Cette dernière repose sur un socle associé au Pluton de Digne qui se situe au nord. Les roches métasédimentaires du Complexe de Laguiche qui se trouvent dans les domaines structuraux d’Ayr et de Mabille ont localement conservé des reliques de litage primaire. Le rubanement compositionnel présent au sein des niveaux de paragneiss correspond à une alternance des lits plus riches en BO ± CD ± FB qui étaient originalement plus argileux, et de bancs moins riches en BO ± GR qui correspondaient à des lits gréseux. Certains affleurements des suites de Dominique et de Sorbier exposent un litage primaire magmatique.

Phase de déformation D₁

La phase de déformation D₁ est caractérisée par une foliation S₁ antérieure à la foliation régionale S₂. En affleurement, elle est surtout visible dans les zones de charnière des plis P₂ (extrémité orientale de la CRVHE) et dans le secteur de l’île Bohier (Beauchamp et al., 2018). En lame mince, cette foliation S₁ se définit comme un alignement préférentiel discret des phyllosilicates à angle fort avec la foliation S₂.

La Zone de cisaillement de Digne (CSdig)

La Zone de cisaillement de Digne marque le contact net entre le Pluton de Digne, qui constitue une partie du socle, et les roches de la CRVHE se trouvant dans le toit stratigraphique (mur structural). Cette zone de cisaillement généralement orientée ENE-WSW et plissée par les plis régionaux (P₂) semble s’être développée lors de la phase de déformation D₁. Elle est caractérisée par la présence de tectonites en L>>S très bien développées. Les différents indicateurs cinématiques observés en affleurement indiquent que la CSdig a accommodé un mouvement inverse. Cette déformation pourrait possiblement être causée par un enfoncement gravitationnel de roches volcano-sédimentaires sous les granitoïdes du Pluton de Digne, ou par un chevauchement des roches du Pluton de Digne sur la Formation de Dolent.

 

Phase de déformation D₂

La déformation D₂ correspond à la phase de déformation régionale responsable des plis (P₂) ENE-WSW et de la foliation (S₂) associée. Elle est antérieure à 2640 Ma (Davis et Sutcliffe, 2018) correspondant à l’âge de la Suite de Wahemen qui n’est pas affectée par la déformation et le métamorphisme. La foliation S₂ est orientée ENE-WSW et à pendage modéré vers le nord ou le sud. Elle fait référence à une foliation secondaire tectonométamorphique dans tous les domaines structuraux, à une gneissosité dans le Domaine structural de Cadieux et à un rubanement migmatitique dans les domaines d’Ayr et de Mabille. Elle est définie par un alignement des minéraux ferromagnésiens et par l’étirement et l’aplatissement des coussins, des clastes et des cumulats d’olivine. Les structures générées durant cette période sont cohérentes avec un épisode de raccourcissement NNW-SSE. La linéation L₂ associée est définie par un étirement des principaux minéraux métamorphiques ou d’objets anisotropes tels que les clastes dans le conglomérat. L’orientation des linéations est très variable selon le domaine structural, et la plongée varie de faible à modérée. Plusieurs plis P₂ régionaux visibles sur les cartes magnétiques ont été interprétés grâce à l’opposition des pendages des structures et des regards stratigraphiques. Ceux-ci forment une succession de plis droits à déversés caractérisés par des plans axiaux orientés ENE-WSW. Leurs axes plongent généralement vers l’ENE ou le NE.

Les zones de cisaillement à l’intérieur de la CRVHE

Les zones de cisaillement dans la CRVHE, lesquelles sont rectilignes et coplanaires avec la fabrique S₂, semblent s’être formées lors de la phase de déformation principale. Les zones de cisaillement orientées WSW et à pendage modéré vers le NNE se sont développées préférentiellement au contact entre les unités lithologiques, par exemple au contact entre les roches volcaniques et les conglomérats. L’extrémité sud de la branche ouest de la CRVHE est caractérisée par une augmentation du taux de déformation. Dans la branche ouest de la CRVHE, les niveaux de conglomérat du Groupe de Bohier forment des tectonites en L-S. Le fort degré d’aplatissement et d’étirement des clastes implique qu’ils soient par endroits difficilement reconnaissables dans la matrice. Plusieurs plis d’entraînement en forme de Z et des clastes en sigmoïdes indiquent un mouvement dextre-inverse. Près du contact sud de la CRVHE, les coussins des basaltes sont tellement aplatis qu’ils forment des rubans de 0,1 m à 1 m de longueur et les roches ultramafiques (nAdln4) deviennent du schiste à chlorite, talc, trémolite et magnétite.

La Zone de cisaillement d’Eastmain-Sorbier (ZCesb)

La Zone de cisaillement d’Eastmain-Sorbier, qui scinde la carte du lac Cadieux en deux grands ensembles de roches métasédimentaires, constitue la limite entre les domaines d’Ayr (DSayr) au nord et de Mabille (DSmbi) au sud. La ZCesb comprend la Zone de cisaillement d’Eastmain, située à la limite sud du domaine et de la Zone de cisaillement de Sorbier, comprise dans ce dernier et qui suit l’alignement des corps mafiques-ultramafiques de la Suite de Sorbier. Le Domaine structural d’Ayr, caractérisé par un haut taux de fusion partiel, se serait formé à une plus grande profondeur que celui de Mabille. L’implication d’un mouvement vertical antérieur au cisaillement horizontal est interprétée puisqu’il permet d’expliquer la juxtaposition de deux domaines métamorphiques générés à différents niveaux crustaux. Les indicateurs cinématiques ainsi que les linéations à faible plongement indiquent un mouvement horizontal dextre. Certaines fabriques mylonitiques de la ZCesb sont plissées par des plis P₂ et P₃, indiquant que les structures ductiles de ce domaine se sont développées avant la formation des plis régionaux. Le mouvement dextre semble plus jeune, soit tardidéformation à postdéformation D₂.

 

Phase de déformation D₃

La phase de déformation D₃ représente la suite de la déformation régionale D₂. Elle se caractérise par un clivage de crénulation espacé S₃ de plan axial aux plis P₃, généralement en chevrons, et d’orientation NNE-SSW. La phase D₃ se manifeste surtout dans le Domaine structural de Dolent et à l’intérieur des couloirs de déformation, où elle plisse les fabriques antérieures. Des interférences de plis de type 3 (Ramsay, 1962) sont observées dans l’unité I2b et dans les conglomérats du Groupe de Bohier. Couture (1987) avait aussi documenté des patrons d’interférence en crochet et en champignon (type 2, Ramsay, 1962) dans un tuf associé aux coulées ultramafiques de la Formation de Dolent.

Métamorphisme

Plusieurs épisodes de métamorphisme prograde ont été documentés dans la région d’Eeyou Itschee Baie-James (Morfin et al., 2013; Gigon et Goutier, 2017, Rhéaume-Ouellette et al., 2016, Côté-Roberge, 2018). Les vestiges du métamorphisme M₃, qui sont présents dans la totalité des roches à l’exception des dykes de diabase, sont ceux qui sont les mieux préservés. Cet épisode d’âge néoarchéen s’est étalé sur une longue période et a affecté l’ensemble des roches de la région (sous-provinces d’Opinaca et d’Opatica). Le métamorphisme M₃ a débuté vers 2702 Ma et semble s’être estompé vers 2602 Ma. Il comprend deux pics métamorphiques : un premier (M_3’), de basse pression et haute température, à 2670 Ma, suivi d’un refroidissement. Un deuxième évènement (M_3’’), présentant un métamorphisme de type barrovien avec un refroidissement isotherme, daté à 2645 Ma (Côté-Roberge, 2018).

Les cartes métamorphiques (figure A, figure B) ci-contre ont été réalisées grâce aux observations macroscopiques faites sur les affleurements et aux observations pétrographiques effectuées au microscope polarisant sur 143 échantillons représentatifs. Pratiquement tous les échantillons se caractérisent par des conditions métamorphiques de haute température, ayant atteint le faciès des amphibolites. À l’extrémité sud de la carte du lac Cadieux, les roches ont atteint le faciès granulitique puisque de l’orthopyroxène a été noté en lame mince sur des échantillons provenant de trois affleurements de paragneiss de l’unité nAlgi2c du Complexe de Laguiche (affleurements 18-LP-6097, 18-MP-5080 et 18-WM-3100). La figure c) montre une interpolation du pourcentage de mobilisat dans les migmatites du Complexe de Laguiche. Cette carte indique une nette augmentation du taux de fusion partielle dans la Domaine structural d’Ayr. La présence de ces roches constituées de ≥50 % de mobilisat suggère un flux de chaleur plus important vers le coin NW de la carte. 

Les roches sédimentaires de la région du lac Cadieux se situent en marge du Complexe de Laguiche. Elles sont composées d’un assemblage de QZ-FP-BO ± GR ± CD ± SM et ont été métamorphisés au faciès des amphibolites. Certains secteurs présentent des paragneiss à cordiérite ± sillimanite/fibrolite typiques du faciès supérieur des amphibolites. Dans la partie sud de la carte, des porphyroblastes d’orthopyroxène rétrogradés en un assemblage d’amphibole et de chlorite indiquent que le faciès des granulites a été atteint ponctuellement, puis que les roches ont été rétrogradées au faciès des amphibolites inférieur à celui des schistes verts. Dans les lames minces des paragneiss migmatitisés des unités nAlgi2a et nAlgi2c, les feuillets de biotite sont alignés selon la fabrique principale. Les petits grains de grenat pœciloblastiques sont courants et distribués de façon irrégulière, en plus de couper la foliation. Ils sont tarditectoniques à post-tectoniques. Des masses de pœciloblastes de cordiérite remplacées par de la pinnite jaunâtre et des porphyroblastes de fibrolite sont présentes dans certains lits plus pélitiques de la séquence métasédimentaire migmatitisée, surtout dans la partie SW de la carte. La présence de cordiérite indique que les roches ont subi un métamorphisme de basse pression. Certaines lames minces présentent des microstructures d’intercroissance symplectitiques de biotite-quartz, biotite-plagioclase et biotite-cordiérite correspondant à des reliques de liquide anatectique.

L’unité nAlgi4b comprend majoritairement de la diatexite, du granite d’anatexie et, en moindre proportion, de la métatexite issue de la fusion de paragneiss et de roches intrusives intermédiaires. Le mobilisat et les roches métasédimentaires contiennent un assemblage à QZ-PG-FK-BO ± GR. Aucun orthopyroxène n’a été observé sur le terrain et en lame mince, impliquant que le faciès granulitique n’a pas été atteint.

Les roches mafiques de la Formation de Dolent et du Complexe de Mabille sont caractérisées par l’omniprésence de la hornblende. L’assemblage prograde des roches mafiques est composé de HB-PG-EP ± GR ± SN ± CX. Leur paragenèse est stable sur une grande gamme de pressions et de températures, mais il s’agit d’un assemblage typique du faciès des amphibolites jusqu’à celui des amphibolites supérieur. Les filons-couches mafiques-ultramafiques de la Formation de Dolent (nAdln3) sont caractérisés par des assemblages à AM-(HB ± AC ± CG)-PG-EP-BO-TC. L’assemblage typique de l’unité nAdln4 est constitué de ST-TM-CL-TC-MG ± OV ± AT ± PH. Tout comme les roches mafiques de la CRVHE, les roches ultramafiques (nAdln3, nAdln4) possèdent des assemblages typiques du faciès des amphibolites.

Le pic métamorphique qu’ont atteint les roches de la Suite mafique-ultramafique de Sorbier et de la Suite ultramafique de Dominique semble être au faciès des amphibolites supérieur, comprenant un assemblage à ST-TC-TM-MG ± OV ± OX ± AT ± PH ± SL. L’anthophyllite forme des porphyroblastes aciculaires qui coupent couramment la foliation principale définie par la trémolite. Celle-ci n’est stable que dans les conditions du faciès des amphibolites et sous de faibles pressions (inférieures à ~1,2 GPa; Winter, 2010). Selon Bucher et Grapes 2011, l’orthopyroxène peut se former à partir de 650 °C, c’est-à-dire à partir du faciès des amphibolites supérieur. Ces porphyroblastes sont partiellement à totalement remplacés par du talc lors du processus de métamorphisme rétrograde, ce qui se traduit par des nodules blanchâtres sur la surface des affleurements.

La composition minéralogique des roches gneissiques et intrusives felsiques à intermédiaires de la région ne fournit pas d’information utile sur les conditions métamorphiques qu’ont subies ces roches.

Géologie économique

La région du lac Cadieux présente des zones favorables pour cinq types de minéralisation. Ils sont listés en ordre d’importance :

• minéralisation associée aux intrusions porphyriques et aux skarns (Cu-Mo-Ag-Au-W);
• minéralisation de sulfures exhalatifs (Ag-Au-Cu-Mn);
• minéralisation dans des veines aurifères de type orogénique;
• minéralisation filonienne aurifère dans les formations de fer;
• minéralisation dans les pegmatites granitiques (Li-Be-Ta);

Le tableau des zones minéralisées ci-dessous présente les résultats d’analyses pour les quinze zones minéralisées connues dans le secteur :

 

Zones minéralisées dans la région de lac Cadieux

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Le tableau des analyses lithogéochimiques des métaux d’intérêt économique donne la localisation, la description et les résultats d’analyse pour quarante-cinq échantillons choisis dans le but d’évaluer le potentiel économique de la région.

Les zones favorables identifiées sur la carte géologique sont classées en ordre d’importance et décrites dans la section qui suit.

 

Système de minéralisation en Cu-Mo-Ag-Au-W au contact du Batholite de MacLeod et des paragneiss du Complexe de Laguiche

 

La zone favorable de MacLeod regroupe huit zones minéralisées de Cu-Mo-Ag-Au-W : Cornu (nouvelle), Lac MacLeod, Lac MacLeod-NE, Pointe Rocky, Pointe Richard, ML-06-128, ML-06-123 et Windy Cible 4-3. La Zone principale du gîte du Lac MacLeod, la plus importante minéralisation de ce type, mesure 1200 m de longueur sur 50 m d’épaisseur et se situe sur le flanc d’un antiforme. Elle contient des ressources indiquées de 18,18 Mt à 0,60 % Cu, 0,094 % Mo, 4,48 g/t Ag et 0,06 g/t Au (Cook et al., 2008). Les travaux du Ministère ont permis de documenter certaines caractéristiques communes aux minéralisations rencontrées dans la zone favorable de MacLeod :

• La minéralisation consiste en des veinules, des disséminations, des amas et des stockwerks de chalcopyrite avec des proportions moindres de molybdénite, de pyrite, de pyrrhotite, de bornite et de chalcocite. La majorité des sulfures se trouvent en bordure du Batholite de MacLeod, dans les paragneiss migmatitisés du Complexe de Laguiche. Les teneurs les plus importantes sont localisées dans un schiste à biotite-actinote-chlorite situé à 25 m du contact avec le batholite. Cependant, une partie de la minéralisation est également contenue dans l’intrusion;
• La minéralisation est associée à des zones de silicification intense (silica flooding). L’affleurement de découverte (18-FM-2074) du gîte du Lac MacLeod expose une zone de silicification de 10 à 15 m d’épaisseur riche en chalcopyrite et en molybdénite. Cette zone se situe au contact entre une pegmatite blanche au nord et un paragneiss de wacke au sud. La chalcopyrite forme un ciment autour des grains de quartz, donnant à la roche une structure granoblastique, ce qui suggère qu’une partie importante de la minéralisation est antérieure à l’épisode de métamorphisme et de migmatitisation régional;
• L’altération dans le Batholite de MacLeod est zonée. Une altération potassique (biotite, magnétite et feldspath potassique en proportions variables) est présente au centre de l’intrusion. Une altération propylitique (quartz, chlorite et épidote) et une silicification sont observées en bordure;
• La déformation a joué un rôle prépondérant dans la mise en place ou la remobilisation de la minéralisation. En effet, la principale lithologie qui encaisse la minéralisation cuprifère est un schiste fortement déformé et crénulé qui se situe dans le nez ou les flancs de plis régionaux, suggérant un lien important entre les plis P₂ et la minéralisation;
• Dans les carottes de forage, on observe une plus grande proportion de chalcopyrite et de molybdénite à proximité des injections ou du mobilisat quartzofeldspathique boudinés et démembrés;
• Localement, la chalcopyrite est associée à des veinules tardives d’hématite et d’épidote qui coupent clairement la foliation régionale, ce qui suggère qu’une partie de la minéralisation a été mise en place ou remobilisée par un épisode de fracturation tardif;
• Quelques brèches hydrothermales à QZ-HM-EP très peu minéralisées ont été documentées dans les carottes de forage au sein du Batholite de Macleod.

L’association métallique Cu-Mo-Ag-Au-W dans une roche intrusive, les styles de minéralisation et la zonation des altérations suggèrent une minéralisation d’origine magmatique-hydrothermale et partiellement porphyrique. Cependant, plusieurs caractéristiques typiques des gisements porphyriques n’ont pas été observées, notamment la présence de dykes porphyriques, la zonalité de la minéralisation et la présence de cheminées bréchiques. La minéralisation qui est encaissée dans le schiste à biotite-actinote-chlorite pourrait correspondre à un enrichissement métasomatique de type skarn. En général, les exoskarns cuprifères se développent au contact ou à proximité d’un intrusif et y sont génétiquement liés. L’actinote pourrait avoir cristallisé lors de l’activité hydrothermale rétrograde du processus de skarnification (Jébrak et Marcoux, 2008).

 

 

Identification de niveaux exhalatifs stratiformes prospectifs suite à la révision lithologique et structurale de la branche ouest de la CRVHE

La zone favorable de la Branche Ouest de la CRVHE montre un potentiel pour au moins trois types de minéralisation : 1) volcanogène stratiforme exhalative; 2) filonienne aurifère orogénique; et 3) filonienne aurifère dans les formations de fer.

1) Minéralisation volcanogène stratiforme exhalative : les zones minéralisées de Dejour-NE (jusqu’à 3,4 g/t Au) et du Lac Dolent (jusqu’à 4096 ppm Zn), qui se situent au même niveau stratigraphique, sont décrites comme des minéralisations de sulfures disséminés, semi-massifs ou massifs volcanogènes associées à un niveau exhalatif conducteur. La zone minéralisée de Dejour-NE (affleurement 18-FM-2111) expose des niveaux de chert sulfuré orientés parallèlement à la foliation régionale. Les niveaux minéralisés sont encaissés dans un basalte silicifié et contiennent jusqu’à 15 % de pyrite, de pyrrhotite et des traces de chalcopyrite. Les travaux du Ministère à l’été 2018 ont renforcé le potentiel du secteur pour ce type de contexte métallogénique par l’identification de minces niveaux exhalatifs stratiformes de sulfures semi-massifs à massifs (affleurements 18-AB-1026, 18-MP-5036, 18-MP-5121 et 18-PG-4088). Ces niveaux concordants à la stratigraphie sont majoritairement associés aux roches ultramafiques de la Formation de Dolent. Ils sont localement en contact avec une mince bande de tuf felsique et composés de 30 % à 80 % de sulfures (pyrrhotite-pyrite ± sphalérite ± chalcopyrite).

2) Minéralisation filonienne aurifère orogénique : les zones minéralisées d’Exko Showing, d’Exko Extension-NE et de Dejour-SW sont décrites comme des minéralisations aurifères de type orogénique. Au site d’Exko Showing, la minéralisation est contenue dans une veine de quartz, pyrrhotite et pyrite encaissée dans un schiste à actinote. Le niveau schisteux se trouve au contact entre les basaltes et des roches ultramafiques de la Formation de Dolent. Des teneurs allant jusqu’à 3,55 g/t Au ont été obtenues à partir d’échantillons choisis (Beesley, 1989) et 5,25 g/t Au dans un forage (Tremblay, 1994). Une zone conductrice, qui s’exprime également par une forte anomalie électromagnétique, passe par la zone d’Exko et s’étend dans une direction ENE jusqu’à ~2,5 km au NE de la zone minéralisée. Des valeurs anomales aurifères ont été obtenues en affleurement sur une distance de ~200 m le long de l’axe contenant la zone minéralisée d’Exko (Tremblay, 1994). Les sites d’Exko Extension-NE et de Dejour-SW ont été découverts par forage (Tremblay, 1995) et les minéralisations aurifères décrites se trouvent dans des veines de quartz-carbonate qui s’injectent dans une pyroxénite altérée et cisaillée ou dans un basalte fracturé. La proportion de sulfures (pyrite-pyrrhotite) varie de 15 % à 25 % dans les veines de ces zones (Tremblay, 1995).

3) Minéralisation filonienne aurifère dans les formations de fer : la zone minéralisée Éch. Q17029 (jusqu’à 1,57 g/t Au) est décrite comme une minéralisation contenue dans des lits de formation de fer silicatée qui se situent au contact entre les roches volcaniques mafiques et ultramafiques de la Formation de Dolent (Dobbelsteyn et Frappier-Rivard, 2015). Cette zone n’a pas été visitée lors des travaux du Ministère.

Même si les minéralisations aurifères de la CRVHE sont associées à différents types de minéralisation, ils possèdent une caractéristique commune : ils sont tous situés à proximité d’un contact avec un filon-couche ou une coulée ultramafique. Ainsi, au sein de la Formation de Dolent, les deux principaux niveaux de roche ultramafique associés à des zones de cisaillement constituent des guides d’exploration importants. Le premier niveau, au nord de la CRVHE, correspond à un filon-couche mafique-ultramafique différencié (nAdln3) et s’étire sur >20 km latéralement. Plus au sud, l’unité nAdln4 correspondant à un niveau de roche volcanique et de filon-couche ultramafique a également été cartographiée. Ce dernier se trouve en contact cisaillé avec les conglomérats polygéniques fortement déformés du Groupe de Bohier.

La superposition de deux systèmes minéralisés (syngénétique volcanogène et filonien orogénique) semble contribuer au potentiel aurifère de cette zone favorable, tel que décrit dans le secteur de l’ancienne mine Eastmain (Beauchamp et al., 2018). En effet, dans la zone à l’étude, la mise en place de niveaux exhalatifs et de formation de fer s’est opérée à proximité des roches ultramafiques de la CRVHE. Ces niveaux stratiformes qui marquent une pause du volcanisme sont favorables à la découverte de minéralisations volcanogènes riches en Cu, Zn, Pb, Ag et Au. Subséquemment, la mise en place de minéralisations épigénétiques aurifères à contrôle structural s’est superposée aux systèmes exhalatifs. En effet, des filons aurifères de type orogénique se sont développés dans la CRVHE, préférablement dans des zones de cisaillement et au niveau des contacts lithologiques silicifiés. Cette association spatiale entre des minéralisations aurifères et des niveaux de roches ultrabasiques cisaillées a également été documentée dans le camp minier de Timmins (Fyon et al., 1983; Pyke, 1975). Enfin, l’identification de zones démagnétisées dans les niveaux ultramafiques présente un intérêt particulier puisque celles-ci sont interprétées comme des secteurs où la magnétite a été détruite par l’altération (Dobbelsteyn et Frappier-Rivard, 2015).

 

Découverte de spodumène dans une pegmatite de la Suite de Wahemen

La découverte d’une zone minéralisée en lithium (Éch. S894341, 2,19 % Li) en 2016 par la compagnie Eastmain Resources (Frappier-Rivard, 2017) a ouvert un potentiel lithinifère pour la région du lac Cadieux. Cette zone a été revisitée à l’été 2018 et un nouvel échantillonnage a permis de confirmer les valeurs indicielles en Li (1,2 % Li, 2,59 % LiO₂), Ta (1030 ppm Ta) et en Be (483 ppm Be) ainsi que des teneurs anomales en Cs (7530 ppm Cs), en Nb (217 ppm Nb) et en Rb (1970 ppm Rb). La minéralisation est encaissée dans un dyke de pegmatite blanche à spodumène, biotite, muscovite, masutomilite et béryl qui est exposé sur une zone de 60 m sur 25 m près de la limite nord de la CRVHE. Le spodumène se concentre en amas de cristaux centimétriques et représente jusqu’à 30 % de la pegmatite. La roche appartient à la Suite de Wahemen, qui regroupe des intrusions granitiques péralumineuses non déformées et très évoluées. Le dyke minéralisé semble s’être mis en place dans une structure majeure, près d’un contact entre les basaltes et un filon-couche mafique-ultramafique de la Formation de Dolent (Frappier-Rivard, 2017), à moins de 1 km du Pluton de Digne. D’après Cerny (1991), la présence d’un ensemble concordant de roches hôtes gabbroïques et volcaniques mafiques constitue un contexte favorable à la découverte de pegmatite à lithium dans un rayon de <2 km des massifs granitiques anorogéniques.

Découverte de nouveaux lambeaux de roches supracrustrales

De nouveaux lambeaux de roches supracrustales ont été cartographiés dans la partie nord du feuillet 33A02. Ces lambeaux d’extension latérale limitée font partie du Complexe de Mabille. Ce complexe comprend une unité de basalte (affleurements 18-PG-4125 et 18-PG-4126) ainsi qu’une unité d’amphibolite à grenat (affleurement 18-SG-7041). Des anomalies de sédiments de fond de lac ont été définies à proximité de ces unités (DP-2017-09) et ont permis de délimiter les zones favorables Mabille-1 et Mabille-2. Dans la zone de Mabille-1, la valeur la plus élevée est de l’ordre de 68,1 ppm Cu. La valeur résiduelle calculée à partir de la méthode de régression spatiale multiple est de 28,5 ppm Cu, ce qui la place au 99^e rang percentile du levé. Dans la zone de Mabille-2, les valeurs anomales les plus significatives sont de l’ordre de 223 ppm Cu, 38,9 ppm Ni et 188 ppm Zn. Les valeurs résiduelles calculées à partir de la méthode de régression spatiale multiple sont respectivement de 164 ppm Cu, 7,81 ppm Ni et 10,9 ppm Zn, ce qui les place entre le 90^e et le 100^e rang percentile du levé. Ces nouveaux lambeaux de roches supracrustales associés à des anomalies de fond de lac pourraient indiquer la proximité de minéralisations en métaux usuels. Par contre, aucune minéralisation n’a été identifiée lors des travaux de cartographie du Ministère en 2018.

 

Discussion et conclusions

Le projet de cartographie du Ministère a permis une importante révision stratigraphique, structurale et métallogénique dans le secteur du lac Cadieux. Les principales contributions de ce projet sont :

• La précision du contact entre les sous-provinces d’Opatica et d’Opinaca;
• L’identification d’un socle mésoarchéen à néoarchéen de type TTG (Complexe de Misasque, Pluton de Digne) se situant au nord de la branche ouest de la CRVHE;
• Le positionnement stratigraphique de la Formation de Dolent au sein du Groupe de René. La Formation de Dolent, datée à 2751 ±5 Ma (Davis, 2019) est plus jeune que les formations d’Érasme et de Roman. Elle pourrait être contemporaine ou non avec la Formation de Clément qui se trouve dans la branche sud de la CRVHE;
• La reconnaissance du Batholite de MacLeod qui n’était pas présent sur les cartes antérieures produites par le Ministère (Hocq, 1976; Hocq, 1985; Couture, 1987). Le Batholite de Macleod a une importance métallogénique notable dans la région. En effet, plusieurs zones minéralisées en Cu-Mo-Ag-Au-W se trouvent dans le batholite ou en périphérie de ce dernier, dans les roches métasédimentaires du Complexe de Laguiche. Les travaux de l’été 2018 ont mené à la découverte d’une nouvelle minéralisation argentifère (gîte Cornu) qui se situe dans le Batholite de Macleod, à <700 m du contact avec les roches métasédimentaires;
• La désignation des unités ultramafiques de la Formation de Dolent comme étant des niveaux repères prospectifs pour les minéralisations aurifères orogéniques et volcanogènes exhalatives dans la CRVHE.

 

Malgré les efforts de compréhension, certaines questions restent à examiner. Parmi celles-ci, on note :

• L’origine des roches du Complexe de Maingault et leur appartenance à la Sous-province de l’Opatica est encore incertaine. La cartographie des feuillets adjacents et la géochronologie permettront vraisemblablement de vérifier si ces roches sont intrusives dans le Complexe de Laguiche, ou si elles représentent des roches de la Sous-province d’Opatica exposées par une fenêtre structurale au sein du Bassin d’Opinaca.
• Le processus tectonique ayant mené à l’agencement actuel des unités lithologiques demeure discutable. Bien que plusieurs modèles sont envisageables, celui associé au développement d’un vaste dôme diapirique, impliquant des mouvements verticaux antérieurs à la compression régionale N-S, est privilégié. L’interprétation basée sur l’ensemble des observations de terrain pourrait ressembler à ceci :

1. La première phase de déformation D_n-1 a mené au développement de dômes exposant des roches plutoniques et de synclinaux préservant les séquences volcano-sédimentaires. Dans la région du lac Cadieux, l’exhumation du Complexe de Misasque et du Pluton de Digne au sein d’un dôme a entraîné le plissement précoce de la Formation de Dolent sus-jacente. Les mouvements verticaux durant D_n-1 ont aussi été accommodés par les zones de cisaillement localisées à l’interface entre les ensembles gneissoplutoniques des dômes et les unités supracrustales des synclinaux (p. ex. la Zone de cisaillement de Digne).
2. Par la suite, durant la phase de déformation D_n, un épisode de raccourcissement NNW-SSE a prolongé la subsidence de la séquence supracrustale dans un synclinal ENE-WSW, lequel est occupé par le Groupe de Bohier. En bordure de ce bassin, des zones de cisaillement ENE-WSW ont contribué à l’enfouissement des roches supracrustales. Toutefois, le raccourcissement NNW-SSE se traduit aussi par le fluage latéral des domaines crustaux plus profonds, comme le dôme de Misasque. Ce fluage aurait, d’une part, entraîné la parallélisation des axes de plis P_n-1 et de la linéation minérale et d’étirement L_n dans une direction plongeante vers le NE et, d’autre part, conduit au renversement de l’empilement lithostratigraphique au niveau de la terminaison SW du dôme de Misasque (voir modèle interprétatif).
3. Finalement, la déformation D_n+1 a repris les fabriques antérieures, mais celle-ci pourrait représenter un incrément tardif de la phase D_n.

Quel que soit le modèle structural envisagé, il doit impérativement respecter les observations de terrain qui nous indiquent que les roches supracrustales sont renversées, et qu’elles sont géométriquement associées au pourtour des grandes masses intrusives.

 

Auteur	Anne-Marie Beauchamp, ing., M. Sc., anne-marie.beauchamp@mern.gouv.qc.ca
Géochimie	Fabien Solgadi, géo., Ph. D.
Géophysique	Siham Benhamed, géo. stag., M. Sc. Rachid Intissar, géo., M. Sc.
Évaluation de potentiel	Hanafi Hammouche, géo., M. Sc.
Logistique	Marie Dussault
Géomatique	Karine Allard Kathleen O’Brien
Conformité du gabarit et du contenu	François Leclerc, géo., Ph. D.
Accompagnement/mentorat et lecture critique	Patrice Roy, géo., M. Sc.
Organisme	Direction 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. L’auteure tient à remercier les géologues Frédéric Massei (co-chef), William Chartier-Montreuil, Sarah Galloway, Pierre-Arthur Groulier, Lynda Paquette et Martin Parent ainsi que les assistants en géologie Nicolas Benoit, Laurence Bourque, Ève Gosselin, Ola Grignon, Alexandra Harvey, Simon Hector, Guillaume Thériault. L’excellent travail de notre homme de camp, Daniel Gosselin, doit être souligné. La location du camp et le transport sur le terrain ont été assurés respectivement par les compagnies Mistay et Heli-express. Les discussions avec Patrice Roy (MERN), Yannick Daoudene (MERN), James Moorhead (MERN), Stéphane de Souza (UQAM), Myriam Côté-Roberge (MERN) et Jean Goutier (MERN) ont par ailleurs été très profitables.

Références

Publications du gouvernement du Québec

Autres publications