Géologie des dépôts de surface de la région des monts Otish, Eeyou Istchee Baie-James, Québec, Canada

L’Essentiel

La région d’Eeyou Istchee Baie-James a été grandement affectée par les glaciations du Quaternaire qui y ont laissé une épaisse couverture continue de sédiments meubles. L’utilisation des outils de prospection glaciosédimentaire peut donc contribuer à établir un portrait plus complet du potentiel minéral de cette région, où le potentiel kimberlitique est déjà établi. Une nouvelle carte des formations de surface à l’échelle 1/50 000 ainsi qu’un échantillonnage de sédiments d’origine glaciaire (till) et fluvioglaciaire (esker) ont été effectués à l’été 2017 dans la région des monts Otish et Tichégami. La couverture de sédiments de surface de la région est principalement constituée de sédiments glaciaires (till), lesquels ont été recouverts ou érodés par des corridors NE-SW de sédiments fluvioglaciaires sableux au cours de la déglaciation. À ce moment, les eaux de fonte ont aussi formé des réseaux de chenaux abondants qui traversent la zone cartographiée. Les monts Otish et Tichégami ont contrôlé la dynamique glaciaire, servant de point d’ancrage à la glace basale au cours de la déglaciation. Des zones favorables à l’exploration minérale ont été déterminées en utilisant la géochimie des tills et des comptes de minéraux lourds (tills et eskers), ce qui a permis d’identifier des secteurs potentiels déjà connus (Au, Cu, diamant) ainsi que de nouvelles cibles (As, Cu, ETR).

Méthode de travail

Travaux antérieurs

Le tableau ci-dessous présente une liste des travaux concernant la géologie du Quaternaire dans le secteur à l’étude depuis 1964. Il inclut aussi les références citées dans le rapport. Une liste plus exhaustive comprenant les travaux traitant de la géologie du roc peut être trouvée dans la base de données documentaire de Sigéom EXAMINE.

Zones morphosédimentaires

Ce bulletin présente d’abord la cartographie de détail des formations de surface à l’échelle 1/50 000. La cartographie de surface permet de comprendre le contexte glaciaire ayant mené au canevas géomorphologique de la région. La région d’étude, considérablement affectée par les glaciations du Quaternaire, montre une épaisseur moyenne des sédiments meubles de 6 m à 7 m estimée à partir des données de forage disponibles. La région est caractérisée par une couverture de till importante, ainsi que par de nombreux corridors fluvioglaciaires (eskers et épandages proglaciaires). La présence des monts Otish et Tichégami dans la région a également fortement influencé la dynamique glaciaire, introduisant un obstacle à la glace au cours de la déglaciation. 
 

Substrat rocheux

La région d’étude se trouve dans le SE de la Province du Supérieur, à cheval entre la Sous-province d’Opatica (partie septentrionale), au SE, et la Sous-province d’Opinaca, au NW. Les résultats des plus récents travaux de cartographie détaillée du substrat rocheux sont présentés dans les Bulletins géologiQUEs des régions de l’île Bohier (Beauchamp et al., 2018) et du lac Cadieux (Beauchamp et Massei, 2019). Le roc affleure principalement sur les sommets des monts Otish et Tichégami qui atteignent des altitudes respectives de 914 m et de 815 m dans la région d’étude, ainsi qu’au NW de la rivière Eastmain, où le terrain est plus accidenté. Ces reliefs abrupts montrent parfois des escarpements rocheux et des tabliers de colluvions associés.

La zone d’étude couvre une partie de la Formation de Laparre du Supergroupe d’Otish (Sous-province d’Opatica), dont la géologie contraste drastiquement avec celle de la région environnante. La géochimie des tills prélevés dans cette région reflète cette différence, avec des teneurs typiques de >75 % SiO₂. Certains éléments (Ba, Hf, Zr) sont associés positivement à la silice, alors que d’autres (Sr, Re, Au, Hg) n’y sont pas associés. Pour la majorité des autres éléments, leur concentration est inversement proportionnelle au contenu en silice. Ces résultats sont cohérents avec la nature sédimentaire du socle à cet endroit.

Sédiments glaciaires

La région est caractérisée par une épaisse couverture de sédiments glaciaires continue qui couvre jusqu’à 70 % du territoire. Le till de fond pourrait atteindre jusqu’à 100 m d’épaisseur tel qu’observé en forage (Théberge et Dubois, 2016). Le till en couverture continue (Tc) sans morphologie associée est réparti sur tout le territoire. Le till est plus mince (Tm) dans la région des monts Otish et Tichégami, où de nombreux affleurements rocheux sont observés. Une mince couche de till de fusion, non cartographiée, a probablement drapé le territoire au cours de la déglaciation, laissant un till sableux et lâche avec des blocs en surface. La matrice du till de fond montre une composition granulométrique variant d’un sable silteux à un silt sableux. La couleur de la matrice fluctue de brun gris (2,5Y 5/2) à brun olive (2,5Y 4/3). La répartition de granulométrie moyenne de la matrice des tills est hétérogène à l’échelle régionale, mais semble plus grossière dans la portion sud du terrain, en aval glaciaire des monts Otish et Tichégami. La prépondérance de roches intrusives felsiques, gneissiques et sédimentaires à grain grossier (grès et conglomérat) dans la région des monts Otish génère donc un till à matrice plus sablonneuse. Quant à la géomorphologie, quatre types de terrains morainiques glaciaires sont observés sur le territoire : les tills fuselé, côtelé et bosselé, ainsi qu’un type de terrain affecté par les eaux fluvioglaciaires, le till délavé.

Till fuselé

Dans la région cartographiée, on dénote de nombreux regroupements de formes fuselées alignées dans le sens de l’écoulement glaciaire, lesquelles sont composées de till et peuvent comporter un noyau rocheux (drumlinoïde, drumlin, traînée morainique derrière abri et drumlin rocheux). Ces terrains fuselés sont généralement orientés dans la direction de l’écoulement glaciaire principal à ~210°. L’étude de l’orientation des drumlinoïdes est détaillée dans la section « Dynamique glaciaire ». Ces crêtes sont habituellement formées sous un glacier à régime extensif où les conditions d’écoulement glaciaire sont généralement plus rapides.

Traînées morainiques fuselées ou drumlinoïdes

Les traînées morainiques fuselées ou drumlinoïdes (8500 entités; longueur moyenne de 480 m) sont répartis uniformément sur tout le territoire, mais sont plus abondants de part et d’autre des monts Otish et Tichégami, sur le plateau d’Hippocampe à l’est et dans un couloir NE-SW à l’ouest (voir la localisation). La glace devait s’écouler plus rapidement dans ces grandes zones que sur les sommets des monts Otish et Tichégami et les collines du nord-ouest. Les drumlinoïdes découlent du moulage du till pendant ou peu après sa déposition. La longueur des crêtes (100 m à 5 km) et l’espacement entre celles-ci sont irréguliers.

Traînées morainiques fuselées derrière abri rocheux

Des traînées morainiques fuselées derrière abri rocheux (750 entités; longueur moyenne de 790 m), aussi appelées crag-and-tail, sont réparties sur le territoire où des affleurements rocheux forment un obstacle résistant (crag), permettant ainsi au relief ou au matériel dans l’ombre de celui-ci d’être partiellement soustrait à l’érosion glaciaire (tail). La plupart des zones au relief accidenté ou contenant des affleurements isolés permettent la formation de ces traînées morainiques, mais celles-ci sont principalement observées dans les massifs de roche granitique des monts Otish et Tichégami.

Drumlins

Sur le plateau d’Hippocampe, on retrouve également des champs de drumlins de forme ovale (700 entités; longueur moyenne de 315 m). Les drumlins forment des collines elliptiques asymétriques orientées dans le sens de l’écoulement glaciaire, et comportent une portion amont abrupte et une portion avale en pente douce. Les drumlins et les drumlinoïdes forment des essaims dispersés sur le plateau. Ceux-ci montrent une relation transitionnelle avec des zones de moraines de Rogen, laquelle est composée de formes transitoires longitudinales dans le sens de l’écoulement glaciaire, plutôt que latérales. Cette transition démontre un éventail de formes intermédiaires entre ces deux types de terrains, passant graduellement de formes transitoires de drumlins à des linéations glaciaires superposées aux moraines de Rogen, tel qu’observé dans la région (Hughes, 1964; Bouchard, 1986). Finalement, dans la région des monts Tichégami, des drumlins rocheux (20 entités; longueur moyenne de 345 m) ont été cartographiés sur les sommets affleurants. Ces rochers profilés se forment alors que le glacier sculpte la roche en place en une butte dissymétrique dont l’extrémité amont est plus grosse et arrondie que l’extrémité aval, rappelant la forme d’un drumlin.

Till côtelé

Plus d’une vingtaine de champs plus ou moins bien définis de moraines côtelées (ou de Rogen) sont répertoriés sur le terrain. Ces derniers montrent des crêtes arquées ou ondulées qui sont espacées régulièrement et orientées de manière transversale à l’écoulement glaciaire. Le territoire prend donc l’aspect d’une surface côtelée. Les crêtes mesurent en moyenne 355 m de longueur (100 à 600 m). Ces crêtes sont formées à la base du glacier par une glace en régime compressif où les conditions d’écoulement glaciaire sont relativement lentes. Sur le terrain d’étude, les champs de moraines de Rogen sont associés spatialement aux drumlins et drumlinoïdes, étant intercalés entre des zones de till fuselé. De petites moraines côtelées semblent même se développer localement sur des formes fuselées antérieures à la déposition des crêtes. Ces moraines plus courtes (50 m de longueur), moins larges et plus rapprochées que des moraines de Rogen typiques ont également été répertoriées au sud du terrain d’étude (Bouchard, 1986). Ce type de moraine est couramment superposé à des formes fuselées et compris dans des champs de moraines côtelées plus traditionnels, ce qui permet de supposer un même mode de formation. La matrice du till côtelé est généralement grossière et présente diverses structures sédimentaires (convolutes, failles, lentilles, sables et graviers stratifiés). Des blocs anguleux sont communément localisés à la surface, possiblement délestés lors de la fonte du glacier. Les champs sont occupés par une multitude de petits lacs arqués ou multidigités remplissant les creux entre les crêtes et permettant d’accentuer le motif côtelé. Tardivement, des chenaux sous-glaciaires se sont parfois creusés entre les moraines de Rogen, permettant l’écoulement des eaux de fonte glaciaire. Les champs semblent généralement concentrés dans creux topographiques (petites dépressions peu profondes ou vallons entre les hautes terres), où le relief faisait obstacle à l’écoulement de la glace. Quelques zones sont donc réparties à travers le territoire cartographié, principalement dans des dépressions, quoique deux champs principaux se distinguent : ceux du plateau d’Hippocampe et du lac Clauzel.

Champ du plateau d’Hippocampe

Le plateau d’Hippocampe renferme un champ de moraines côtelées quasi continu de plusieurs centaines de kilomètres carrés, en alternance avec des champs de drumlins et de drumlinoïdes. Les moraines côtelées sont bien délimitées, formant de belles crêtes bien définies et montrant localement des formes transitionnelles avec les drumlins. Peu ou pas d’affleurements rocheux sont observés dans cette zone qui est entièrement recouverte de sédiments meubles. Les champs de moraines de Rogen sont coupés par des corridors fluvioglaciaires qui occupent généralement les mêmes couloirs. La répartition spatiale des zones de moraines côtelées est également contrôlée par les caractéristiques de la charge basale. En effet, les moraines de Rogen peuvent se former aux endroits où une contre-pente ou un relief fait obstacle à l’écoulement de la glace ou augmente la charge basale du glacier. La morphologie particulière du plateau d’Hippocampe pourrait être due soit à l’obstacle créé par les monts Otish, soit à un substrat rocheux différent, passant de roches intrusives et gneissiques à des roches sédimentaires faciles à éroder qui modifient la charge basale, ou à une conjoncture des deux. La surface des moraines est jonchée de blocs angulaires couramment métriques de nature sédimentaire et d’origine locale. L’origine des blocs et leur disposition en surface indiquent que leur dépôt a probablement été influencé par une charge sous-glaciaire acquise et transportée tardivement lors du retrait de la glace et postérieure à la formation des moraines (Bouchard, 1986). La quantité de débris basaux serait reliée à l’érodabilité des affleurements d’origine, c’est-à-dire des roches sédimentaires (grès et conglomérat) du Bassin d’Otish.

Champ du lac Clauzel

Un autre champ de moraines côtelées de superficie importante est situé au sud de la rivière Eastmain. Il s’étend du lac Clauzel au NE jusqu’à la rivière Tichégami vers le SW. La zone montre des crêtes qui sont plus ou moins bien définies, occupant les dépressions topographiques du secteur et associées encore une fois à des bandes de till fuselé. Comme dans le cas des monts Otish et du plateau d’Hippocampe, des collines au relief plus accidenté s’étendent au NW de la zone côtelée, en amont glaciaire, ce qui a pu influencer les conditions sous-glaciaires et mener à la formation d’un terrain côtelé.

Till bosselé

Quelques zones de moraines bosselées sont également présentes dans la région. Elles sont composées de diamicton pauvre en particules fines avec une matrice de sable et de gravier ansi que des blocs apparaissant couramment à la surface. Ces moraines, représentées par une topographie en bosses et en creux avec des monticules irréguliers sans orientation particulière, sont principalement mises en place lors de l’ablation d‘une glace stagnante ou peu active. Malgré la nature désorganisée des moraines bosselées, elles semblent localement alignées dans une direction plus ou moins transversale à l’écoulement glaciaire, passant graduellement de crêtes plutôt régulières à des crêtes segmentées, puis à des collines et dépressions non orientées et inégales. Les collines peuvent prendre la forme de monticules coniques, de dômes aplanis ou d’anneaux comprenant une dépression au centre, donnant l’apparence d’un beignet. Elles font généralement de 100 m à 200 m de diamètre et de 10 m à 25 m de hauteur. Ces buttes sont accompagnées des kettles, des dépressions circulaires généralement comblées par un lac. Les zones de moraines bosselées peuvent être délimitées par des champs de blocs délavés, où l’eau de fonte a probablement circulé lors de la fonte de la glace. De même, des chenaux sous-glaciaires et des chenaux juxtaglaciaires incisés sont observés dans les zones de buttes à dépression.

Terrains montagneux

Ces terrains bosselés sont répartis sur tout le territoire, mais concentrés dans les régions plus montagneuses, notamment près des flancs des monts Otish et Tichégami et dans le secteur NW où le relief est accidenté. Cette observation semble correspondre au mode de formation sous-glaciaire des moraines bosselées d’Eyles et al. (1999). Ce modèle conceptuel démontre que les moraines bosselées sont produites sous les marges externes stagnantes de lobes de glace à contre-pente par chargement gravitationnel de blocs de glace morte reposant dans du till plastique et humide, entraînant la formation de moraines bosselées sur les contours des hauts topographiques. Les formes transitionnelles de crêtes transverses à l’écoulement glaciaire, rappelant les moraines de Rogen, pourraient également refléter un régime compressif déformant le till à l’interface entre la glace active et la glace stagnante en contrebas, pour enfin passer à des formes fuselées dans les bas topographiques (Eyles et al., 1999).

Till délavé

Cette unité est composée d’un diamicton plus graveleux avec des blocs en surface, les particules fines initiales ayant été délavées par les eaux de fonte (localement jusqu’au socle rocheux). Cette unité est principalement observée en bordure des corridors fluvioglaciaires et dans des dépressions topographiques qui ont favorisé la circulation des eaux de fonte. De nombreux chenaux sous-glaciaires, juxtaglaciaires et proglaciaires sont présents dans les territoires délavés, soulignant les couloirs empruntés par les eaux de fonte au cours de la déglaciation. Presque aucune zone de till délavée n’est répertoriée sur le plateau d’Hippocampe, ce qui montre les conditions sous-glaciaires particulières – probablement plus froides – qui diffèrent du reste de la région.

Chenaux latéraux et juxtaglaciaires

Des chenaux latéraux perchés et des chenaux juxtaglaciaires incisent la nappe de till de plusieurs mètres sur le territoire à l’étude. Ils sont principalement orientés perpendiculairement à la marge glaciaire et se sont probablement formés lors de l’amincissement et du retrait de la glace au cours de la déglaciation. Ces chenaux sont généralement associés à une glace à base froide, puisqu’ils se développent lorsque les eaux de fonte surcreusent le till ou le roc plutôt que la glace. De nombreux chenaux latéraux successifs sont retrouvés sur les flancs des monts Otish et Tichégami. Ces chenaux suivent les contours topographiques des monts, marquant le retrait graduel de la marge glaciaire au contact des monts. Une grande zone de till délavée est présente au nord des monts Otish, montrant de nombreux chenaux latéraux à flanc de montagne et des chenaux sous-glaciaires rejoignant d’importants complexes fluvioglaciaires. Ces importants corridors fluvioglaciaires le long des monts Otish résultent probablement de la fonte du volume important de glace s’étant accumulée au sommet. Le patron des chenaux dans le coin NE de la carte montre un modèle de déglaciation avec des chenaux latéraux successifs aux bordures des monts Otish suivant le retrait progressif de la marge glaciaire. Ceux-ci mènent ensuite à d’éventuels chenaux sous-glaciaires rentrants dans le cas où la glace est encore présente, ou à des chenaux d’épandage proglaciaire dans des sandurs dans le cas où la glace s’est retirée.

Sédiments fluvioglaciaires

Le territoire à l’étude est caractérisé par de nombreux dépôts fluvioglaciaires mis en place par les eaux de fonte du glacier et surmontant les sédiments glaciaires. Ces dépôts se concentrent principalement en corridors fluvioglaciaires suivant un axe d’orientation approximative N-S. Ils comprennent les sédiments juxtaglaciaires mis en place au contact de la glace et les épandages proglaciaires généralement subaériens déposés au front du glacier.

Sédiments juxtaglaciaires

Les sédiments juxtaglaciaires (Gx), édifiés au contact du glacier, sont répartis dans de nombreux corridors alimentés par des tunnels sous-glaciaires. Ces sédiments sont composés de sables, de graviers et de cailloux imbriqués, arrondis à subanguleux, qui présentent des stratifications horizontales et obliques. Des rides de courant sont visibles localement dans le matériel plus sableux. Une vingtaine de corridors fluvioglaciaires parcourent la région cartographiée. Ceux-ci sont espacés de ~5 km et généralement de direction SW dans la partie ouest du terrain à l’étude, et de direction plutôt SSW à l’est. Les couloirs sont donc subparallèles à l’écoulement glaciaire, excepté dans la région des monts Otish et Tichégami où les cordons d’esker ont une direction WSW, étant confinés dans les vallées structurales ou contournant les monts.

Complexes d’eskers

De longs corridors fluvioglaciaires, dont la surface est bosselée et irrégulière, sont principalement constitués d’eskers accompagnés de kames, de kettles, de crêtes morainiques mineures parallèles au front glaciaire, ainsi que de deltas juxtaglaciaires. Les eskers consistent en cordons de plusieurs kilomètres de longueur et ne sont habituellement formés que d’une seule crête, mais plusieurs crêtes entrelacées sont possibles. Les eskers sont également superposés aux terrains côtelés, une caractéristique très commune dans le secteur d’étude. L’association de ces deux formes de terrain pourrait être due au fait que toutes deux se forment préférentiellement dans des bas topographiques et occupent ainsi les mêmes dépressions. Dans le secteur du plateau d’Hippocampe, plusieurs eskers forment des crêtes plus étroites et rectilignes qu’ailleurs dans la zone d’étude, avec peu de formes proglaciaires associées. Ils sont généralement plus escarpés, non stratifiés et composés d’une matrice de sable fin à moyen, et de cailloux et de blocs anguleux et jointifs. Ils peuvent aussi contenir des poches de diamicton siltosableux. Ces tunnels d’esker sont donc possiblement intraglaciaires, puisqu’ils contiennent des sédiments fortement perturbés, voire non structurés, après leur dépôt suivant la fonte glaciaire, contrairement aux tunnels sous-glaciaires qui préservent généralement des sédiments stratifiés. Dans la région des monts Otish et Tichégami, les complexes d’eskers sont très larges et imposants, en plus d’être généralement associés à des plaines d’épandage de grande envergure. Ces amas fluvioglaciaires dénotent un système de drainage complexe des eaux de fonte et d’énormes volumes de sédiments charriés au cours de la déglaciation.

Chenaux sous-glaciaires

Des chenaux sous-glaciaires majeurs de type Nye sont également présents et incisés dans le roc ou dans les sédiments meubles. Ils ont été creusés par les eaux de fonte générées lors du retrait de la glace, alors que la zone d’ablation marginale et le système de drainage associé ont migré vers le nord, où l’ancien centre de dispersion glaciaire était situé. Par endroits, ces chenaux sous-glaciaires ont ensuite été élargis par les eaux de fonte proglaciaires lors de la déglaciation. Des chenaux sous-glaciaires mineurs peuvent aussi être observés, localement en essaims. Ces chenaux sont occasionnellement reliés aux extrémités en amont ou en aval de certains tunnels d’eskers sous-glaciaires, enregistrant possiblement des modèles synchrones de dépôt et d’érosion à la base du glacier.

Moraines frontales

Une moraine frontale (GxT) orientée NW-SE est observée dans la partie NE du terrain à l’étude. Elle est située de part et d’autre de la rivière Tichégami, près de la source de celle-ci, au sud des monts Otish. La moraine est associée à un corridor fluvioglaciaire et mesure ~1,8 km de longueur, 200 m de largeur et 10 m de hauteur. Mise en place au front du glacier, cette crête bosselée et parsemée de blocs est composée de diamicton, de blocs, de sables et de graviers. Quelques autres moraines mineures ont aussi été cartographiées.
 

Sédiments d’épandage proglaciaire subaérien (sandur)

Les sédiments d’épandage proglaciaire cartographiés forment de grandes plaines d’épandage subaérien (sandar), puisque la région n’était pas recouverte d’eau au cours de la dernière déglaciation. Ils bordent ou recouvrent en partie les eskers dans les corridors fluvioglaciaires. Ils sont caractérisés par des sables, des graviers et des cailloux oxydés et arrondis, montrant une décroissance granulométrique générale vers l’aval. Ces matériaux forment des lits horizontaux ou obliques, des chenaux et des galets imbriqués. La surface de cette unité montre parfois d’anciens chenaux d’eau de fonte proglaciaire sinueux et peu profonds. La granulométrie d’un sandur tend généralement à décroître vers l’aval glaciaire (c.-à-d. en s’éloignant du glacier). La partie amont de ces épandages tend donc à indiquer les anciennes positions de la marge glaciaire durant la déglaciation. D’importants sandar se sont développés en de grandes plaines dans les vallées des rivières Tichégami et Eastmain, entourant les alluvions actuelles, ou ont été confinés dans les vallées structurales entre les monts Otish et Tichégami.

Deltas

Deux deltas perchés sont présents dans le secteur des monts Tichégami. Ceux-ci sont caractérisés par une surface plane tabulaire marquée par des chenaux abandonnés. Ils sont composés de sable, de sable grossier et de sable graveleux et forment des amas de 10 m à 15 m d’épaisseur. Ces dépôts se sont mis en place lors de la déglaciation, alors que la glace bloquait possiblement les exutoires d’eaux de fonte du glacier. L’accumulation d’eau de fonte au front du glacier a généré un lac proglaciaire temporaire piégé entre le glacier et les monts Tichégami. Des deltas se sont formés à l’embouchure des cours d’eau qui se déversaient dans le lac proglaciaire, avant que celui-ci ne se vide lors du retrait de la glace.

Sédiments postglaciaires

Depuis l’Holocène, des alluvions se sont déposées principalement dans les vallées des rivières Eastmain et Tichégami, dans des chenaux méandrant à travers de grandes plaines alluviales, où de nombreux méandres abandonnés sont observés. Des colluvions de pente se sont également déposées sur les versants des monts Otish et Tichégami, nappant le bas des escarpements rocheux. Des sédiments lacustres se sont déposés dans les bassins lacustres formés par le drainage actuel, formant des deltas, des plages et des sédiments de fond de lac. Finalement, des sédiments organiques se sont accumulés dans les secteurs mal drainés formant des tourbières localement réticulées.

Stratigraphie

Aucune coupe stratigraphique montrant des événements antérieurs à la dernière glaciation n’a été observée sur le terrain d’étude.

Histoire glaciaire

L’histoire de la dernière glaciation est reflétée à travers les sédiments meubles déposés au cours du dernier épisode glaciaire, mais également par les marques d’érosion glaciaire laissées sur la région d’étude.

Dynamique glaciaire

Marques d’érosion glaciaire

La recherche de la source des anomalies minérales par prospection glaciosédimentaire implique une bonne connaissance de l’histoire glaciaire de la région. Une cartographie systématique des marques d’érosion glaciaire a donc été effectuée au cours du levé. Les travaux antérieurs menés dans la région cartographiée montrent une orientation principale des stries SSW à SW (210° à 220°) (Chown, 1970; Bayrock, 1976; Bouchard, 1986; Genest, 1989; Bernier, 2012; Beauchamp et al., 2018; Beauchamp et Massei, 2019), avec un mouvement localement relevé vers le SSE (Genest, 1989).

Mouvement principal observé

Plusieurs marques d’érosion glaciaire ont été relevées (170 marques) sur le terrain d’étude et jusqu’à 50 km au sud de la zone d’étude, où la route 167 donne accès à des affleurements. Quelques types de marques ont été observés, allant de microformes d’érosion (stries, cannelures, broutures concaves et fractures de broutage) aux mésoformes d’érosion (roches moutonnées, dos de baleine). Les marques d’érosion montrent une orientation principale SSW, avec une tendance SW dans la partie nord-ouest du terrain (écoulement 3), en accord avec les travaux antérieurs de la région. La déflexion du mouvement vers le SW dans la partie nord-ouest du terrain pourrait être due à l’obstacle créé par les massifs d’Otish et de Tichégami. Dans la majorité des cas, le sens des stries est inconnu, mais les sites où les marques d’érosion montrent une polarité, ainsi que les roches moutonnées et les traînées morainiques derrière abri rocheux, permettent d’interpréter un sens d’écoulement vers le SSW. Certains facteurs ont mené à une répartition plutôt inégale des observations et à un nombre restreint de marques relevées. La forte résistance du socle rocheux de la région (principalement des granitoïdes, gneiss et roches sédimentaires à grain grossier) a gêné l’enregistrement des mouvements glaciaires et la formation de beaux polis glaciaires. Les marques d’érosion les mieux développées ont été enregistrées sur les affleurements de roches métavolcaniques ou métasédimentaires. De plus, l’épaisseur des dépôts sur le plateau d’Hippocampe (particulièrement dans le feuillet 32P16) implique un accès limité au socle rocheux, et donc un nombre limité d’observations de stries.

Recoupement de stries

Seulement 11 sites montrant des recoupements de stries ont été répertoriés et les directions d’écoulement varient selon leur emplacement. Les stries de direction d’écoulement principal SSW probable coupent, pour la plupart, celles témoignant d’un écoulement glaciaire ancien (écoulement 2) de direction SE à SSE ou franc sud. À plusieurs sites, les stries témoignent d’un écoulement vers le WSW (écoulement 4) et coupent les stries attribuées à l’écoulement principal SSW. Un mouvement peu documenté vers l’ENE est observé seulement dans la portion sud du terrain d’étude, le long de la route 167 (écoulement 1). Enfin, un dernier mouvement vers le sud est observé à quelques endroits en bordure de la route 167; ce mouvement est possiblement associé à des déviations tardives liées à l’amincissement de la glace.

Orientation des formes fuselées

Les drumlinoïdes cartographiés montrent une direction générale SSW, avec une tendance vers le SW (moyenne de 218°) dans la portion ouest du terrain, et vers le SSW (201°) dans la portion est (plateau d’Hippocampe). La déflexion vers le SW dans la partie ouest du terrain pourrait être due à la présence des monts Otish et Tichégami faisant obstacle à l’écoulement de la glace. Le moulage du till peut s’être effectué au même moment que le dépôt, ou après celui-ci, en remodelant le matériel en place. Le patron d’orientation vers le SSW-SW des formes fuselées est semblable au mouvement principal associé aux stries observées (écoulement 3). Les marques d’écoulement glaciaire présentes sur l’ensemble du secteur et la morphologie dominante du paysage actuel orientées vers le SSW seraient synchrones au retrait de l’Inlandsis laurentidien et au début de la déglaciation (Paradis et Boisvert, 1995).
 

Dispersion glaciaire

Aucune lithologie présente sur le terrain n’a permis de réaliser une étude sur la dispersion glaciaire clastique. Les roches sédimentaires distinctes du Groupe d’Otish ne peuvent être utilisées comme indicateur lithologique fiable, puisque la proximité de la source et son emplacement à l’aval glaciaire du terrain dans la partie SE ne permettent pas de discerner de patron de dispersion glaciaire ni de distance de transport. Les travaux de compilation de Huss (2002) indiquent que, dans les activités d’exploration de la région, les traînées de blocs ayant été retracées à la source excèdent rarement 2 km et suivent la direction de l’écoulement glaciaire local SSW. Les travaux de Bernier (2012) sur le train de dispersion de blocs radioactifs de Monday (2,5 km de longueur) estiment que la source pourrait être située jusqu’à 2,7 km en amont de la traînée de blocs, pour une dispersion allant jusqu’à 5 km de la source en direction SSW.

Séquence d’écoulements glaciaires régionale

Les observations de terrain et les études thématiques sur l’évolution glaciaire permettent de proposer une séquence de quatre écoulements glaciaires ayant affecté la région d’étude.

Déglaciation de la région

Les travaux de Bouchard (1980, 1986) permettent d’attribuer un âge minimal de la déglaciation de la région de Témiscamie à 6590 ±235 ans BP selon la datation au ¹⁴C d’un échantillon de gyttja du lac Niskuk, à 50 km au sud de la zone d’étude. Un âge de déglaciation de 6270 ±350 ans BP a également été obtenu par datation au ¹⁴C de sédiments organiques provenant d’un bassin localisé à 770 m d’altitude dans les monts Otish, soit à 70 km à l’ENE de la zone d’étude (Bouchard, 1980; 1986). Enfin, un âge indirect de la déglaciation peut être inféré pour la région en se servant de la méthode utilisée par Bouchard (1986) basée sur la distance à la moraine de Sakami, datée à ~7900 ans BP (Hardy, 1976), soit 8200 ans cal BP. Le taux de retrait du front glaciaire a été estimé à ~200 à 260 m/an dans les bassins des lacs Mistassini et Albanel (Bouchard, 1980). La moraine est située à ~150 km de la région d’étude. Ainsi, en supposant un retrait continu de 200 à 260 m/an, l’amorce de la déglaciation du secteur étudié serait située entre ~7625 et 7450 ans cal BP, en conformité avec des modélisations de déglaciation de l’Inlandsis laurentidien (Dyke, 2004; Occhietti et al., 2011)

Potentiel minéral

La zone d’étude présente un fort potentiel diamantifère, démontré par la présence de la Mine Renard (Société Stornoway) située à ~50 km au nord du projet. Également, on note : les cheminées et dykes de brèche kimberlitique dans la région des monts Otish, comme les dykes péridotitiques du lac Beaver (Gehrish et al., 1979) découverts par Uranerz; les kimberlites des monts Otish (explorées par DITEM); et les cheminées Hotish de DIOS (Desbiens et Girard, 2003), situées juste au sud du territoire (feuillet 32P10). Cette particularité rend la prospection glaciosédimentaire très intéressante, puisque les techniques de prospection utilisant les trains de dispersion de minéraux indicateurs des kimberlites sont bien documentées et sont éprouvées (McClenaghan et al., 2002; Lehtonen et al., 2005; McClenaghan et Kjarsgaard, 2007). Le potentiel économique de la région est également caractérisé par des minéralisations en or, cuivre, zinc et argent associées aux bandes de roches volcano-sédimentaires des groupes de Bohier et de René. Le Supergroupe d’Otish présente également un fort potentiel pour les minéralisations d’uranium et de thorium.

Interprétation analytique

À des fins de contrôle de qualité, les échantillons présentant des résultats systématiquement anomaux ont été contrôlés. Les descriptions de site, d’échantillonnage et les photos du site et du sédiment prélevé ont été inspectées afin d’identifier de potentielles sources de contamination anthropique ou naturelle. Trois échantillons sur 220 ont donc été retirés pour ce projet dû à une contamination possible avec l’horizon B enrichi en métaux. Ce genre de contamination est possible lorsque le till est saturé en eau lors de l’échantillonnage.

Les rangs centiles et les scores z des données géochimiques ont été calculés avec les autres données de till du Ministère sur le territoire d’Eeyou Istchee Baie-James (n = 1105, incluant le présent projet). Les données de comptes de grains (or, sulfures, etc.) n’ont pas été comparées avec les données régionales.

Terres rares : une zone favorable ponctuelle

Un échantillon correspondant à la zone favorable ponctuelle  Otish 2017 ETR 1 a retourné une valeur de 285 ppm ETR (lanthanides-Sc-Y) supérieure au seuil significatif établi par l’application du 84^ème percentile des échantillons de roche au Québec (ETR > 250 ppm). Cet échantillon est majoritairement enrichi en terres rares légères (La, Ce, Pr, Nd, Sm; figure A).
 

Cuivre : deux zones favorables locales

Les plus hautes concentrations en cuivre dans le till de la zone d’étude sont regroupées en deux essaims. Le premier, qui correspond à la zone favorable Otish 2017 Cu 1,est situé dans la partie NW de la zone d’étude. On y retrouve sept échantillons sur un total de dix dont la teneur en cuivre est supérieure au 93^ème centile. La zone inclut les deux échantillons les plus anomaux en cuivre du présent projet. De cet essaim, entre cinq et six échantillons (selon l’élément) ont également des concentrations significatives (>95^ème centile) en Mo, Ni, Cr, K, et V. La source potentielle de cette anomalie est incertaine en raison de l’échelle de la carte géologique en vigueur sur laquelle les derniers travaux effectués par le Ministère il y a plusieurs décennies (Eade, 1966). Une zone favorable associée à des minéralisations en Cu-Au-Mo dans des roches intrusives porphyriques (MacLeod) est localisée à ~20 km vers le secteur ENE. Celle-ci comprend six zones minéralisées en cuivre (Beauchamp et Massei, 2018) et pourrait être la source de ces anomalies.

Le deuxième essaim, qui correspond à la zone favorable Otish 2017 Cu 2, est situé à ~20 km au SW d’une zone minéralisée en cuivre connue située dans la Bande volcanique de la Haute-Eastmain, en dehors de la zone d’étude. Cet essaim comprend quatre échantillons dont la teneur en cuivre est supérieure au 95^ème centile, ce qui correspond à des concentrations allant de 22,6 à 37 ppm Cu. Deux ou trois de ces quatre échantillons (selon l’élément) ont également des concentrations significatives (>95^ème centile) en Mg, Mn, Pb, Sc, V, Li et Ni.

Or : une zone favorable régionale

Dans le cadre du projet Otish, neuf échantillons de till présentent des comptes de grains d’or supérieurs à 1,39 grains/kg, ce qui correspond à un score z supérieur à 2 σ (pour le projet, n = 220). Deux de ces échantillons ont produit un score z supérieur à 3 σ. Au total, 90 % des grains dans ces échantillons sont de taille inférieure à 50 µm, les 10 % excédents étant de taille comprise entre 50 µm et 1000 µm. Ces échantillons sont représentés par les cercles jaunes et le nombre de grains d’or figure à l’intérieur.

La zone favorable pour l’or Otish 2017 Au 1 est tracée à partir du compte de grains d’or et de la teneur en arsenic dans la matrice du till. La teneur en arsenic semble indiquer une dispersion à partir de la Bande volcanique de la Haute-Eastmain, avec une zone englobant 49 échantillons de till où la concentration en As est supérieure au 75^ème centile. Six échantillons sur neuf décrits dans le paragraphe précédent sont situés dans cette zone.

Arsenic : une zone favorable locale

Un total de cinq échantillons de till, dont la teneur en arsenic (AR-ICP-MS) est supérieure au 97^ème centile (>6,2 ppm As), sont associés géographiquement au secteur ouest de la région d’étude. La zone favorable Otish 2017 As 1 s’étend vers l’ouest sur ~5 km par rapport à une zone d’amphibolite cartographiée par Eade (1966). Aucun compte de grains d’or significatif n’est notable pour ce secteur, mais on y dénombre trois échantillons dont le compte de grains d’arsénopyrite est supérieur à 3 (>95^ème centile).

Minéraux indicateurs de kimberlites : une zone favorable locale

La zone favorable Otish 2017 KIM 1 comprend un total de 11 échantillons (8 tills et 3 eskers) présentent des comptes de minéraux indicateurs de kimberlite (MIK) significatifs (>10 grains; 250 à 1000 µm). De ces 11 échantillons, 267 MIK ont été identifiés sur un total de 325 MIK pour les 260 échantillons du projet Otish 2017, incluant 214 picro-ilménites et Cr-picro-ilménites, deux chromites magnésiennes, 11 pyropes, un Cr-Na-diopside (Quirt, 2004) et 39 Ca-forstérites. Autant l’orientation de l’écoulement glaciaire pour les échantillons de till que le sens du drainage pour les échantillons d’eskers pointent vers un champ kimberlitique connu (Desbiens et Girard, 2003; Lépine, 2018) et une traînée de dispersion (Hotish) déjà observée par Majescor en 2002 (Desbiens et Girard, 2003). Les kimberlites du lac Beaver (Gehrisch et al., 1979, Girard, 2001) et de l’essaim de Tichégami (H1 à H4; Bernier et Moorhead, 2000) sont situées entre 10 km et 30 km des occurrences de MIK les plus en amont glaciaire. Ces champs kimberlitiques contiennent peu ou pas de diamants. Les travaux de Stornoway Diamond Corporation en 2015 et 2016 ont permis la découverte d’un diamant dans le till (Lépine, 2018) dans le même secteur.

L’anomalie de MIK dans le till est visible sur ~25 km parallèlement à l’écoulement glaciaire (direction 209°) et est ouverte vers la frontière sud du territoire.

Guide d’exploration

La région des monts Otish étant principalement recouverte de dépôts glaciaires, celle-ci se prête très bien à l’exploration glaciosédimentaire, comme en témoignent les nombreux levés de till effectués au fil des années. Le patron de drainage sous-glaciaire, indiqué par les eskers, est relativement bien développé. On retrouve des eskers à intervalles réguliers, sauf dans les régions plus montagneuses des monts Otish et Tichégami, où le drainage a plutôt contourné les reliefs. Certains secteurs de la zone d’étude sont parmi les plus étudiés au Québec en termes de glacioprospection.

L’absence de remaniement lié à une mer ou un lac postglaciaire facilite la tâche des géologues à la recherche de till frais. L’altération pédogéochimique pénètre jusqu’à 0,8 m en moyenne.

La végétation retrouvée sur le plateau d’Hippocampe est manifestement plus dense et plus mature que dans le reste de la zone d’étude, ce qui se traduit par un sol mieux développé. L’échantillonnage traditionnel à la pelle y est plus ardu, notamment parce qu’il est difficile d’y trouver un till frais à moins d’un mètre d’épaisseur. L’horizon B est cependant facilement atteignable. Celui-ci n’est induré que par endroits sur le plateau d’Hippocampe.

Les directions d’écoulement glaciaire recensées sur le territoire sont décrites à la section sur la dynamique glaciaire. La direction du mouvement principal est de ~210° à 220°. Des séquences plus anciennes sont également observées vers le NE et le SE.

Deux traînées de dispersion inférées à partir des résultats analytiques indiquent un transport de ~25 km pour les particules de la grosseur des sables moyens (250 à 1000 µm). La traînée de dispersion de MIK dans la partie sud du terrain est continue sur 25 km et atteint la limite sud du terrain, où elle se continue possiblement. La source potentielle de cette traînée est située encore plus loin, soit à ~10 km vers l’amont glaciaire.

La concentration en arsenic dans la matrice du till semble indiquer que le signal de la CVHE est détectable sur 40 km à 45 km, et ce, malgré le fait que les monts Otish se trouvent dans l’empreinte de la traînée de dispersion. Les reliefs, dont le dénivelé est de ~400 m entre le sommet et la plaine environnante, ne seraient donc pas un obstacle à l’écoulement glaciaire pour la majorité de la dernière glaciation. Bien qu’il semble évident que, localement, l’écoulement soit dévié par les reliefs, l’écoulement régional n’en serait pas affecté.

Collaborateurs

Remerciements :

Ce Bulletin Quaternaire est le résultat de la collaboration des nombreuses personnes ayant travaillé aux différentes étapes de la réalisation du projet. Nous souhaiterions remercier les assistants, Marc-Antoine Lévesque et Laura Gonzalez Morera, qui ont participé à la campagne de terrain 2017, ainsi que l’équipe de la géologie du socle rocheux d’Anne-Marie Beauchamp du projet Île Bohier (2017) pour leur accueil et leur coopération.

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