La Formation d’Obatogamau a été instaurée par Cimon (1977) en référence aux lacs Obatogamau localisés dans le feuillet 32G09. Par la suite, plusieurs auteurs ont cartographié et décrit, dans différentes régions (feuillets 32F01, 32F02, 32F07, 32F08, 32F09, 32F16, 32G05, 32G06, 32G07, 32G08, 32G09, 32G11, 32G11, 32G12, 32G13, 32G14, 32G15, 32G16, 32H12, 32I04, 32J01, 32J02, 32J03 et 32J04), des roches volcaniques, volcanoclastiques et localement sédimentaires appartenant à la Formation d’Obatogamau sans nécessairement les assigner à cette unité (voir le tableau ci-dessous). Sur le flanc nord de l’Anticlinal de Chibougamau, les basaltes et les basaltes andésitiques assignés au départ à la portion inférieure de la Formation de Gilman (Ludden et al., 1984; Daigneault et Allard, 1990) ont été regroupés par Leclerc et al. (2008) dans le Membre de David. Toutefois, l’inclusion du Membre d’Allard sus-jacent dans la Formation de Waconichi a entraîné l’abandon de la Formation de Gilman et l’intégration du Membre de David à la Formation d’Obatogamau (Leclerc et al., 2011). La subdivision en quatre unités informelles a été mise à jour dans le cadre de la rédaction de cette fiche stratigraphique. ​À la suite d’un levé géologique dans la région du lac la Trêve, Daoudene et Beaudette (2021) ont utilisé des critères géochimiques pour subdiviser l’unité nAob1 en quatre sous-unités informelles (nAob1a à nAob1d).

La Formation d’Obatogamau correspond à la partie inférieure du premier cycle volcanique du Groupe de Roy (Cimon, 1977; Daigneault et Allard, 1990). Dans le secteur du canton de Queylus (feuillet 32G09) où elle a été reconnue au départ, la Formation d’Obatogamau regroupe trois unités informelles (inférieure, médiane et supérieure) de basalte qui se distinguent par le pourcentage de phénocristaux de plagioclase. Ce pourcentage varie de 1 à 3 % dans l’unité inférieure, atteint typiquement 20 % dans l’unité médiane et 1 % dans l’unité supérieure, cette dernière étant généralement aphyrique. Bien que ces divisions n’aient pu être généralisées à l’ensemble de la formation, le basalte très porphyrique de l’unité médiane est généralement caractéristique de l’unité informelle nAbo1. Quelques lentilles de roches volcanoclastiques de composition mafique à intermédiaire, localement felsique, et d’affinité calco-alcaline sont intercalées entre les coulées de basalte et de basalte andésitique.(unité nAob2). Le sommet de la Formation d’Obatogamau comprend aussi quelques lentilles de rhyolite et de tuf rhyolitique pyriteux (unités nAob3 et nAob4). Sur le flanc nord de l’Anticlinal de Chibougamau (feuillet 32G16), la partie supérieure de la Formation d’Obatogamau correspond au Membre de David (Leclerc et al., 2011). Au nord-ouest de Chapais (feuillets 32G14-200-0201 et 32J03-200-0101), la Formation d’Obatogamau contient une lentille de roches volcaniques felsiques attribuée au Membre de Pichamobi (Charbonneau et al., 1991). Dans la région du lac Wachigabau ainsi que vers l’est, le SE et le NE (feuillets 32F08 N, 32F09 E et 32G12), les roches volcanoclastiques (p. ex. Sharma, 1981; Lamothe, 1982, 1987; Giovenazzo, 1983, 1986; Doucet, 1993) sont principalement regroupées dans le Membre de Wachigabau. L’unité principale nAob1 a été subdivisée sur la base de critères géochimiques dans le secteur du lac la Trêve (Daoudene et Beaudette, 2021) et en fonction du degré de métamorphisme dans le secteur des lacs Obatogamau.

Formation d’Obatogamau non subdivisée (nAob) : Roches volcaniques, volcanoclastiques et sédimentaires indifférenciées

La Formation d’Obatogamau non subdivisée est principalement située dans la partie SW de l’unité (feuillets 32F02, 32F07, 32F08, 32F09 et 32G12). Elle est constituée de basalte et d’andésite interstratifiés avec des roches volcanoclastiques et, en moindre proportion, sédimentaires (Lamothe, 1981, 1982, 1987; Sharma, 1981; Sharma et Lauzière, 1983; Giovenazzo, 1983, 1986; Gautier, 1986; Barrette, 1989; Lauzière et al., 1989b; Doucet, 1993; Midra et al., 1993).

Le basale et l’andésite forment de minces coulées (2 à 12 m d’épaisseur) coussinées, massives ou bréchiques (brèches de coussin et de coulée) (Sharma et Lauzière, 1983; Gautier, 1986; Giovenazzo, 1986; Lamothe, 1987; Barrette, 1989; Doucet, 1993). Les coulées sont formées à la base d’un niveau homogène de quelques centimètres à >9 m d’épaisseur de lave grenue, généralement massive qui passe graduellement à la lave coussinée (Lamothe, 1987). Les coulées coussinées possèdent communément des cœurs de coussins épidotisés, de forme elliptique et présentant un relief positif en affleurement (Sharma et Lauzière, 1983; Giovenazzo, 1986). Les coussins, d’une longueur de 3 à 80 cm, sont généralement jointifs et délimités par une bordure vitrifiée de 5 à 18 mm d’épaisseur (Lamothe, 1987). La plupart des niveaux de lave coussinée sont surmontés par un niveau de brèche volcanique autoclastique dont l’épaisseur, normalement de l’ordre de quelques centimètres, peut dépasser 3 m. La brèche se compose de 40 à 90 % de fragments anguleux d’hyaloclastes ou de lave dans une matrice aphanitique. Le passage d’un niveau coussiné à un niveau bréchique sommital est plus ou moins transitionnel et des fragments de coussins ou, localement, des coussins entiers peuvent être détachés du niveau coussiné.

Le basalte est généralement vert sombre grisâtre ou, plus rarement, gris clair en surface fraiche; il s’altère vert sombre ou brun clair (Lamothe, 1987). Il possède une structure fluidale primaire et se caractérise par des vésicules et des amygdales de quartz pouvant atteindre 5 cm de diamètre (Sharma et Lauzière, 1983; Gautier, 1986; Giovenazzo, 1986; Lamothe, 1987). Les amygdales sont également remplies de carbonates, d’épidote, de chlorite, d’amphiboles et de pyrite. Des microphénocristaux de plagioclase automorphes saussuritisés peuvent être présents (<3 % de la roche) (Sharma et Lauzière, 1983; Giovenazzo, 1986; Barrette, 1989; Lamothe, 1987; Doucet, 1993). En lame mince, aucune macle n’est préservée, mais les clivages sont soulignés par un remplissage d’épidote (Lamothe, 1987). Les oxydes de fer forment des grains allotriomorphes associés à l’épidote. La mésostase est composée d’un agrégat d’épidote, de hornblende ou d’actinote (jusqu’à 50 %), de quartz, de microlites de plagioclase, de biotite, de magnétite et de leucoxène (Sharma et Lauzière, 1983; Giovenazzo, 1986; Barrette, 1989; Lamothe, 1987; Doucet, 1993). Selon Gautier (1986), les principaux critères discriminants du basalte de l’unité non subdivisée par rapport au basalte de l’unité nAob1 sont la disparition quasi complète des phénocristaux de plagioclase et l’augmentation sensible des niveaux de brèche.

Plusieurs coulées andésitiques sont associées au basalte verdâtre de l’unité non subdivisée (Sharma et Lauzière, 1983; Barrette, 1989). Des mégacoussins, une couleur plus pâle (grise à gris foncé en surface fraiche et gris pâle en surface altérée; Barrette, 1989) et une proportion moindre de minéraux ferromagnésiens les différencient du basalte (Sharma et Lauzière, 1983). Ces coulées sont aussi caractérisées par une abondance de plagioclase. Les phénocristaux de plagioclase, si présents, mesurent au plus 1 cm et ne représentent pas plus de 5 % du volume de la roche (Barrette, 1989). L’andésite montre localement une texture fluidale (ou texture trachytique) bien développée définie par l’orientation préférentielle des microlites finement grenus et des microphénocristaux de plagioclase (Sharma et Lauzière, 1983; Barrette, 1989). Elle contient par endroits des amygdales remplies de carbonate, de quartz, d’épidote, de chlorite et, localement, de pyrite (Barrette, 1989). Dans la région du lac Bachelor (feuillets 32F08-200-0202 N et 32F09-200-0102 S), Doucet (1993) a de plus observé de la dacite porphyrique.

Au voisinage des plutons felsiques, du grenat et du clinopyroxène peuvent être présents dans le basalte et l’andésite (voir unité nAob1d) ainsi que des injections de matériel granitique (Sharma et Lauzière, 1983).

Les roches volcanoclastiques interstratifiées consistent en : tuf homogène à grain fin, tuf à cristaux de feldspath, tuf à lapillis, tuf à blocs et tuf finement lité de composition généralement intermédiaire à felsique (andésitique à rhyodacitique), localement mafique (Lamothe, 1982, 1987; Sharma et Lauzière, 1983; Giovenazzo, 1983, 1986; Gautier, 1986; Barrette, 1989). En général, la roche est gris-vert pâle, gris-vert foncé ou verdâtre en surface fraiche et blanchâtre à gris pâle en surface altérée (Sharma et Lauzière, 1983; Giovenazzo, 1986). Elle possède une patine caractéristique de quelques millimètres d’épaisseur (Sharma et Lauzière, 1983). L’abondance de grains de quartz arrondis, la finesse du litage et la présence de lamines riches en chlorite en alternance avec des lamines feldspathiques (1 à 10 mm d’épaisseur) suggèrent qu’il y ait eu remaniement (Giovenazzo, 1986; Lamothe, 1987). L’unité est métamorphisée au faciès des amphibolites et certains niveaux de tuf comportent de nombreux porphyroblastes de hornblende pœcilitique dans les zones qui étaient à l’origine plus mafiques. La roche est cisaillée en plusieurs endroits et la présence de plis isoclinaux indique une déformation locale très intense (Lamothe, 1987). Les lapillis et les blocs sont habituellement monogéniques, de composition felsique (roches effusives) ou intermédiaire, d’aspect crayeux en surface altérée, généralement amygdalaires, voire ponceux par endroits (Gautier, 1986; Barrette, 1989).

Dans la région du lac Doda (feuillet 32G06-200-0202), les interstratifications sédimentaires trouvées dans les roches basaltiques de la Formation d’Obatogamau sont constituées de wacke feldspathique et de proportions moindres de mudstone, de conglomérat polygénique à fragments jointifs et, localement, de chert silicaté contenant des disséminations et des lits riches en magnétite (Lauzière et al., 1989b; Midra et al., 1993). L’épaisseur des interstratifications sédimentaires varie de quelques dizaines de centimètres, pour les roches sédimentaires chimiques et le mudstone, à >70 m dans le cas du wacke (Lauzière et al., 1989b).

Le wacke forme des lits millimétriques à métriques par endroits granoclassés, chenalisant localement les lits sous-jacents (Lauzière et al., 1989b). Il est généralement difficile de suivre un niveau gréseux sur plus de quelques centaines de mètres, en partie à cause des failles NE, mais possiblement aussi à cause d’une extension latérale limitée des lits. Le conglomérat forme des niveaux métriques lenticulaires et le mudstone, finement stratifié, forme des niveaux décamétriques. Des troncatures de lits produites par le glissement et le « slumping » ont été observées dans ces niveaux. La couleur verdâtre en cassure fraiche, une patine orangée, la proportion moindre de cristaux de plagioclase et une abondance de fragments de phénocristaux mafiques à intermédiaires dans le conglomérat traduisent une source mafique. Au sud de la Faille de Doda, les roches sédimentaires interstratifiées avec le basalte sont complètement recristallisées et composées de grains polygonaux de quartz et de plagioclase, par endroits zonés, avec des proportions variables de biotite, de hornblende et de pistachite. La hornblende forme des porphyroblastes pœcilitiques ou des cristaux tabulaires orientés, tout comme la biotite. La stratification est communément marquée par des lits riches en biotite alternant avec des lits riches en hornblende.

Les roches sédimentaires chimiques sont en fait de minces niveaux de formation de fer contenant des niveaux millimétriques composés de magnétite en cristaux grossiers à moyens accompagnés d’une faible proportion de quartz, des niveaux riches en quartz avec de fines disséminations de magnétite, des niveaux purement cherteux et des niveaux exclusivement argileux, constitués principalement de chlorite pléochroïque ferrifère (Lauzière et al., 1989b). Tout le quartz présent dans les différents niveaux montre des bordures de grains engrenées qui sont caractéristiques des niveaux cherteux d’origine chimique. Des proportions accessoires de séricite et/ou de chlorite en minces cristaux tabulaires sont orientées selon la schistosité régionale.

Formation d’Obatogamau 1 (nAob1) : Basalte, basalte andésitique et amphibolite

Le basalte et le basalte andésitique massifs, coussinés et bréchiques d’affinité tholéiitique de la Formation d’Obatogamau sont caractérisés par la présence commune de phénocristaux de plagioclase associés au développement d’une structure gloméroporphyrique. Les phases massives et coussinées sont les plus répandues. L’axe long des coussins varie entre 10 à 40 cm, mais peut atteindre plus d’un mètre dans les corridors de déformation. Ils peuvent contenir des amygdales ovoïdes de taille millimétrique composées de carbonate et de chlorite. La phase bréchique est rare et se caractérise par la présence de fragments anguleux dont la taille varie de 1 à 5 cm. La roche est uniformément verte en surface fraiche avec des phénocristaux beiges en amas (structure gloméroporphyrique) d’un diamètre pouvant atteindre 3 cm. La roche présente une patine vert foncé à brun orangé dans les zones de cisaillement où domine l’altération en chlorite et en ankérite, alors qu’elle est plutôt vert pâle à beige dans les secteurs où la silice et l’épidote sont abondantes. La silicification est associée à une intense fracturation et à la présence accrue de veinules millimétriques de quartz. Dans tous les cas, l’altération accentue le contour des structures primaires (bordures des coussins, fragments des brèches de coulées). Dans les couloirs de déformation de Kapunapotagen et de Gwillim, les roches volcaniques mafiques sont transformées en schiste à chlorite et à séricite ± ankérite. La déformation et l’altération intenses oblitèrent partiellement les structures primaires de la roche. Le basalte et le basalte andésitique sont localement transformés en amphibolite (grenat-hornblende-plagioclase) en périphérie des plutons, en raison du métamorphisme de contact. Cette amphibolite est distinguée en carte à l’extrémité orientale de la Formation d’Obatogamau (voir unité nAob1d). Les auréoles métamorphiques sont limitées à une largeur de quelques dizaines de mètres, qui atteint localement 500 à 1000 m (Tait et al., 1992, Morin, 1994).

Dans le secteur du Gîte Fenton (région du lac Dickson, feuillet 32G11), les roches volcaniques mafiques de la Formation d’Obatogamau (nAob1) situées à proximité du Complexe anorthositique d’Opawica contiennent jusqu’à 75 % de glomérocristaux dont la taille peut atteindre plusieurs dizaines de centimètres de diamètre dans certaines coulées (Hamel-Hébert et Brochu, 2022).

Au nord du lac la Trêve, la Formation d’Obatogamau est en contact faillé avec la Granodiorite de Berey, au nord, et est surmontée stratigraphiquement par la Formation de Bruneau, au sud. Dans ce secteur, les gloméroporphyres de plagioclase sont peu communs de sorte que les basaltes sont tous très similaires à l’œil nu. Toutefois, les travaux de Daoudene et Beaudette (2021) ont mis en évidence trois subdivisions informelles basées sur des distinctions géochimiques, soit :

• le basalte tholéiitique magnésien;
• le basalte tholéiitique ferrifère;
• le basalte calco-alcalin. 

Dans la même région du lac la Trêve, la Formation d’Obatogamau (nAob1) présente généralement un patron magnétique (Keating et D’Amours, 2010) de faible intensité, mais parsemé de crêtes positives discontinues associées à des filons-couches de gabbro ou aux Dykes de l’Abitibi. De fortes anomalies positives circulaires sont quant à elles rattachées à des plutons de la Suite intrusive de Daine.

En lame mince, les basaltes du secteur du lac la Trêve sont à grain fin et variablement déformés. Ils sont composés majoritairement d’amphibole de type actinote et trémolite ou de hornblende (70 %). Les microlites de plagioclase se présentent en grains trapus variablement séricitisés ou en baguettes préférentiellement orientées dans le plan de la foliation. Au total, ils représentent entre 25 et 30 % de la roche. Des grains de minéraux opaques xénomorphes sont finement disséminés dans la roche et sont par endroits associés à de l’épidote. La biotite ne compose pas plus de 5 % de la composition minéralogique. Le quartz représente <1 %.

Formation d’Obatogamau 1a (nAob1a) : Basalte tholéiitique magnésien et amphibolite

Dans la région du lac la Trêve, le basalte tholéiitique magnésien forme des lentilles de faible dimension (~3 à 6 km de longueur et 200 à 500 m de largeur). Ces lentilles sont situées à proximité de la Granodiorite de Berey et du Pluton de Huguette, dans la section inférieure de la Formation d’Obatogamau. Elles sont contenues au sein de l’unité de basalte tholéiitique ferrifère et d’amphibolite (nAob1b; Daoudene et Beaudette, 2021). Ce basalte se distingue chimiquement des autres sous-unités par ses concentrations élevées en MgO (7 à 9 %) et légèrement plus faibles en Ti-Fe, des profils d’éléments traces étendus au patron plat avec une faible anomalie négative en Th-Nb ainsi que des concentrations en éléments traces moins élevées que dans le basalte ferrifère (nAob1b). 

Formation d’Obatogamau 1b (nAob1b) : Basalte tholéiitique ferrifère et amphibolite

Dans la région du lac la Trêve, le basalte tholéiitique ferrifère représente l’unité dominante de la Formation d’Obatogamau (Daoudene et Beaudette, 2021). Il a une largeur de ~5 km et une longueur de 19 km. Il est bordé au nord par la Granodiorite de Berey et au sud par les formations de Waconichi (nAwa), de Bruneau (nAbnu1a) ainsi que par la sous-unité de basalte calco-alcalin (nAob1c). Il se distingue par des concentrations faibles en MgO (3 à 7 %) et légèrement plus élevées en Ti-Fe, des profils d’éléments traces étendus au patron plat avec une faible anomalie négative en Th-Nb ainsi que des concentrations en éléments traces plus élevées que le basalte magnésien (nAob1a). 

Formation d’Obatogamau 1c (nAob1c) : Basalte calco-alcalin

Dans la région du lac la Trêve, le basalte calco-alcalin forme une bande lenticulaire <200 m d’épaisseur et de ~6 km de longueur. Il est situé au sud du Pluton de Huguette. Stratigraphiquement, le basalte calco-alcalin se situe au sommet de l’unité nAob1 (Daoudene et Beaudette, 2021). Il est constitué de laves coussinées à massives. Les coussins sont très légèrement aplatis et mesurent de 10 cm à 1 m. Certains d’entre eux présentent des chambres de quartz très bien préservées. Des sphérolites sont décrites localement; elles sont de forme ovale et sont concentrées au cœur ou en bordure des coussins (2021-YD-2018).

Formation d’Obatogamau 1d (nAob1d) : Amphibolite métabasaltique, à grenat et à grenat et clinopyroxène

Les amphibolites métabasaltiques à grenat et à grenat et clinopyroxène sont distinguées en carte à l’extrémité orientale de la Formation d’Obatogamau, en périphérie des grands plutons tonalitiques (granodioritiques) de la région des lacs Obatogamau (p. ex. plutons de Boisvert, d’Hébert et de Surprise; feuillets 32G07, 32G08 et 32G09) (Lauzière et al., 1990; Midra et al., 1992; Roy et al., 2005). Elles constituent l’équivalent métamorphisé des roches volcaniques mafiques massives, coussinées et bréchiques de l’unité nAob1 dans la Zone transitionnelle du Front de Grenville (Roy et al., 2005). La nature du protolite, le degré de déformation hétérogène et l’intensité croissante de la recristallisation vers le sud et le SE constituent autant de facteurs qui contribuent à la diversité texturale de l’amphibolite, soit massive, foliée, rubanée, gneissique ou schisteuse (Lauzière et al., 1990; Midra et al., 1992). Les amphibolites sont vert foncé à gris foncé plus ou moins verdâtre à noirâtre en cassure fraiche, vertes à gris verdâtre à rougeâtres en surface altérée et de granulométrie fine à grossière (Lauzière et al., 1990; Midra et al., 1992; Roy et al., 2005).

Les textures et structures volcaniques originelles, tels des coussins et des amygdales dans les laves, sont généralement préservées dans l’amphibolite métabasaltique avec ou sans grenat, mais peuvent avoir été modifiées par le métamorphisme et la déformation (Lauzière et al., 1990; Midra et al., 1992; Roy et al., 2005). Par exemple, les bordures de coussins sont généralement étirées et riches en hornblende et grenat (Roy et al., 2005). Cette amphibolite peut être partiellement migmatitisée (<5 % de mobilisat). Elle est composée de hornblende, de plagioclase (An23-47), d’épidote, de chlorite, de quartz, d’oxydes de fer et de titanite, auxquels s’ajoutent par endroits de la biotite et du grenat (Lauzière et al., 1990; Roy et al., 2005). Les porphyroblastes de grenat peuvent atteindre 2 cm de diamètre et représentent généralement <5 % de la roche. Dans les zones où le grenat est plus concentré, des veinules de carbonates coupent l’amphibolite (Roy et al., 2005).

L’amphibolite à grenat et clinopyroxène résulte d’une déformation et d’un métamorphisme plus intenses (faciès supérieur des amphibolites ou faciès inférieur des granulites) qui oblitèrent complètement les textures et structures primaires par le rubanement et la migmatitisation (Lauzière et al., 1990; Midra et al., 1992; Roy et al., 2005). Elle est granoblastique, foliée et rubanée (gneissique) avec une alternance de rubans vert foncé et de rubans gris verdâtre plus pâles. La hornblende, le grenat et le clinopyroxène se concentrent dans les rubans foncés, tandis que le plagioclase est surtout présent dans les rubans pâles (Roy et al., 2005). Des niveaux de grenatite (90 % de grenat), résultant possiblement d’une altération hydrothermale métamorphisée, ont été observés localement. Outre l’apparition du clinopyroxène et l’omniprésence du grenat, la composition minéralogique reste la même que dans les amphibolites moins déformées. La hornblende est généralement nématoblastique et le plagioclase couramment remplacé par de la scapolite.

Le schiste amphibolitique est présent dans toutes les zones à amphibolite de la région, mais est particulièrement abondant le long de la Faille de Doda, au nord du Pluton de Surprise (Lauzière et al., 1990; Midra et al., 1992). À cet endroit, il présente un aspect lustré en raison de l’abondance de la chlorite et contient des porphyroblastes de hornblende soulignant par endroits la linéation minéralogique.

Formation d’Obatogamau 2 (nAob2) : Roche volcanoclastique mafique à felsique, localement dacite, mudrock graphiteux et pyriteux

Quelques lentilles de roches volcanoclastiques de composition mafique à intermédiaire et d’affinité calco-alcaline sont intercalées entre les coulées de basalte et de basalte andésitique. La taille des fragments anguleux beiges à gris ne dépasse pas 4 mm (tuf à lapillis fins). À l’est du lac Irène (sud-est du feuillet 32G10), des mudrocks graphiteux et pyriteux apparaissent sur quelques mètres d’épaisseur au sommet des roches volcanoclastiques. Des coulées de dacite massive et fracturée apparaissent en proportions moindres au travers des séquences de roches volcanoclastiques. La dacite a une patine d’altération de couleur blanche et une couleur gris moyen à brunâtre en surface fraiche.

Dans le secteur du lac la Trêve, les roches volcanoclastiques sont constituées de tuf à lapillis riche en chlorite (Daoudene et Beaudette, 2021). Leur signature géochimique est variable, mais il s’agit principalement de basalte. Étant donné que les fragments et la matrice sont aphanitiques et aphyriques, il peut être difficile de distinguer l’un de l’autre. Or, les fragments sont généralement brunâtres et contrastent avec la matrice chloriteuse verte foncée dans laquelle du grenat est localement présent. Ce dernier représente jusqu’à 30 % de la roche (21-AB-1007). Les fragments mesurent entre 0,5 cm sur 3 cm et 11 cm sur 1,5 cm; ils montrent un aplatissement dans le plan de la foliation principale. Les descriptions de forages dans le secteur mentionnent aussi la présence de roches volcanoclastiques intermédiaires à felsiques silicifiées contenant de la pyrite-pyrrhotite en grains fins se présentant sous différentes formes : en disséminations dans la matrice, en lits millimétriques dans les plans de schistosité, en veinules ou encore en concentrations semi-massives à massives (80-DAN-H-1; Beauregard et al., 1980). Cependant, la composition des roches en forage n’est pas appuyée par des analyses géochimiques.

Le niveau de roches volcanoclastiques est caractérisé par une crête magnétique discontinue ainsi que par de nombreuses anomalies électromagnétiques. La même signature est de plus présente au nord de ce niveau, ce qui pourrait indiquer l’existence d’autres lits de roches volcanoclastiques ailleurs dans la séquence.

En lame mince, la roche est hétérogène et la proportion des minéraux est variable en raison du caractère fragmentaire de la roche. La foliation est marquée par l’aplatissement des grains de quartz et de plagioclase et par l’orientation préférentielle des amphiboles et des feuillets de biotite. Une variation compositionnelle est décrite localement, laquelle est marquée par des proportions variables d’amphibole et de biotite. Le grenat, lorsque présent, forme des grains pœcilitiques arrondis, ovales et aplatis. Localement, le grenat est xénomorphe, à bordures émoussées et est altéré en matériel micacé au voisinage de veinules d’altération diffuses composées de séricite et carbonate. La biotite est à la fois associée au grenat et disséminée dans la matrice. Elle forme des feuillets xénomorphes brunâtres et variablement chloritisés. Les grains de plagioclase sont amorphes. Localement, des fragments sont marqués par une plus grande concentration en minéraux opaques que la matrice adjacente.

Formation d’Obatogamau 3 (nAob3) : Tuf felsique à intermédiaire, à lapillis et à blocs, localement interdigités avec des roches volcaniques felsiques

L’unité nAob3 est principalement formée de tuf à lapillis et à blocs de composition felsique à intermédiaire, localement interdigité avec des roches volcaniques felsiques (Sharma et Lauzière, 1983; Gautier, 1986; Lauzière et al., 1989b; Proulx et Rioux, 1992; Bandyayera et al., 2003). Il s’agit de petits niveaux lenticulaires intercalés dans la séquence basaltique (nAob1) qui en suivent l’orientation (Lauzière et al., 1989b; Bandyayera et al., 2003). L’unité nAob3 est typiquement silicifiée, chloritisée et carbonatisée (Bandyayera et al., 2003).

Les roches volcanoclastiques sont constituées de : tuf homogène à grain fin, tuf à cristaux de feldspath, tuf à lapillis, tuf à blocs polygéniques et tuf finement lité de composition felsique à intermédiaire (Sharma et Lauzière, 1983; Gautier, 1986). En général, elles sont gris-vert pâle, gris-vert foncé ou verdâtre en surface fraiche et blanchâtres à gris pâle en surface altérée (Sharma et Lauzière, 1983; Bandyayera et al., 2003). Elles possèdent une patine caractéristique de quelques millimètres d’épaisseur (Sharma et Lauzière, 1983). Les tufs à cristaux, à lapillis et à blocs sont très schisteux et ankéritisés par endroits. Ils contiennent de la pyrite, de la chalcopyrite et de la malachite en disséminations, en veinules et en placages de fracture. Le tuf à cristaux formant la matrice des tufs à lapillis et à blocs est par endroits riche en séricite et chlorite (Gautier, 1986). De la fuschite a été observée localement (Sharma et Lauzière, 1983). Près des bordures des plutons de granodiorite, le tuf est fortement cisaillé et difficilement identifiable.

Les roches volcaniques felsiques sont de composition rhyodacitique à rhyolitique et contiennent des phénocristaux de plagioclase (<2 à 20 %) et de quartz (30 %) baignant dans une matrice quartzo-feldspathique foliée et épidotisée (Lauzière et al., 1989b; Bandyayera et al., 2003). La matrice aphanitique est gris pâle en cassure fraiche et blanchâtre en surface altérée. Les yeux de quartz sont localement bleutés. En lame mince, la roche est formée en grande partie (60 à 70 %) d’un agrégat granoblastique de cristaux de quartz et de plagioclase (Lauzière et al., 1989b). Des vestiges de phénocristaux de quartz et de plagioclase (0,5 à 2 mm de diamètre), difficilement reconnaissables, sont maintenant polygonisés, recristallisés et séricitisés dans le cas du plagioclase. La muscovite, en cristaux tabulaires non orientés (0,01 mm) et en porphyroblastes (0,5 mm) incluant les grains polygonaux de quartz et de plagioclase, représente <15 % de la roche. La biotite n’est présente qu’en trace. L’épidote (pistachite et clinozoïsite; 10 à 15 % de la roche) coupe les cristaux de muscovite et de ce fait semble tardive par rapport au métamorphisme régional. La magnétite, la chlorite et les sulfures forment le reste des minéraux accessoires (Bandyayera et al., 2003).

Formation d’Obatogamau 4 (nAob4) : Roches volcaniques felsiques, localement lentilles de tuf intermédiaire à felsique

Des coulées et des brèches de coulées rhyolitiques, rhyodacitiques et dacitiques sont observées au sein du basalte (nAob et nAob1) (Sharma et Lauzière, 1983; Gautier, 1986; Barrette, 1989; Poulx et Riuox, 1992; Doucet, 1993). Elles forment des petits amas et pourraient représenter des petits centres volcaniques individuels (Sharma et Lauzière, 1983; Doucet, 1993). Sur le terrain, des structures fluidales et bréchiques sont facilement identifiables en plusieurs endroits (Sharma et Lauzière, 1983; Doucet, 1993). Les roches montrent une patine d’altération beige, blanchâtre ou rouille distincte et une cassure conchoïdale (Barrette, 1989; Doucet, 1993). Elles sont caractérisées par des phénocristaux millimétriques de plagioclase, de quartz et, plus rarement, de hornblende dans une mésostase felsique microcristalline (Sharma et Lauzière, 1983; Barrette, 1989; Doucet, 1993). La proportion des phénocristaux est variable, mais ne dépasse pas 10 %. La roche est en plusieurs endroits légèrement magnétique dû à la présence de grains de magnétite finement disséminés (Sharma et Lauzière, 1983). En lame mince, des textures perlitiques, micro-sphérulitiques, vésiculaires et amygdalaires sont observées; certaines laves sont même ponceuses. Des structures fluidales sont définies par l’orientation préférentielle des fins microlites de plagioclase. De rares phénocristaux de grenat ont été observés.

Les brèches de coulées felsiques sont constituées de fragments centimétriques angulaires, dans certains cas subarrondis, de composition variable (Doucet, 1993). Les fragments de rhyolite massive et porphyrique sont les plus abondants, mais des fragments aphanitiques ou à texture fluidale sont aussi observés. Quelques fragments centimétriques de roches volcaniques mafiques composés de chlorite et de jaspe rouge vin ont également été notés. La présence de ces fragments suggère que certaines zones de cet édifice pourraient être des unités de roches épiclastiques.

Au voisinage de l’ancienne mine du Lac Bachelor, les roches felsiques sont généralement caractérisées par une hématitisation marquée, accompagnée localement d’une altération en épidote (Sharma et Lauzière, 1983; Doucet, 1993). Cette altération est associée à une augmentation du contenu en pyrite fine, disséminée ou sous forme de petites veines irrégulières. Les laves fortement fracturées contiennent 1 à 10 % de pyrrhotite, de pyrite et de graphite sous forme disséminée ou en remplissage de fracture (Gautier, 1986).

Localement, entre les amas volcaniques, se trouvent du tuf à cristaux, du tuf à lapillis, du tuf à blocs et du tuf lité de composition intermédiaire à felsique (Sharma et Lauzière, 1983; Gautier, 1986; Proulx et Rioux, 1992).