Géologie de la région du lac Pingasulik, Orogène de l’Ungava, Nunavik, Québec, Canada

Le levé géologique de la région du lac Pingasulik réalisé à l’été 2024 s’inscrit dans le cadre d’une mise à niveau de la cartographie du Domaine Nord, en cours depuis 2019, à une échelle hybride entre le 1/20 000 et le 1/50 000. La carte couvre la moitié est du feuillet SNRC 35G12 et l’extrême NE du feuillet 35G05, au nord de la Faille de Bergeron.

Les roches volcaniques basaltiques à dacitiques métamorphisées au faciès des schistes verts du Groupe de Parent occupent la moitié sud de la région. Elles sont localement déformées par la Zone de cisaillement de Qiqavik, orientée NW-SE et d’épaisseur kilométrique, à mouvement inverse et fortement anastomosée. Cette zone de déformation et les failles s’y rattachant (failles de Miiviq et d’Esker) représentent un site potentiel pour des minéralisations aurifères associées à une carbonatation généralisée. En dehors de ces zones de forte déformation, les roches volcaniques conservent leurs structures primaires et exhibent des fabriques associées aux plans axiaux de plis fermés à isoclinaux déversés vers le sud. Une auréole métamorphique de 1 à 2 km d’épaisseur, affectant les volcanites en périphérie du Pluton de Qimiujaitm, se caractérise par la présence de magnétite et d’amphibole dans les assemblages.

La portion nord de la carte est occupée par l’amphibolite, le paragneiss et le gabbro du Complexe de Qaaneq. Le grain structural de cette unité est orienté N-S et la roche montre des évidences d’une évolution tectonique polyphasée et d’un degré de métamorphisme au faciès inférieur des amphibolites. Elle présente une part plus importante de niveaux sédimentaires et intrusifs, de même que des bandes de roches volcaniques ultramafiques qui sont absentes du Groupe de Parent, au sud. Un gradient métamorphique est donc observé entre le Groupe de Parent et le Complexe de Qaaneq, évoluant du sud vers le nord, du faciès inférieur des schistes verts au faciès supérieur des amphibolites, avec un saut de conditions maximales au contact entre le Groupe de Parent et le Complexe de Qaaneq. La nature du contact entre ces deux unités demeure inconnue.

La partie nord de la région est également marquée par la présence de divers plutons peu déformés de composition ultramafique (Suite d’Illuinaqtuut), mafique (suites de Sirluaq et de Niviugak, Pluton d’Ulluvinaaluit) et felsique (Suite de Sanimuapik et Pluton de Pingasulik) qui coupent les unités de roches supracrustales du Complexe de Qaaneq.

 

 

 

Méthode de travail

Travaux antérieurs

 

Le tableau ci-dessous présente une liste des travaux réalisés dans le secteur à l’étude depuis 1896. Il inclut aussi les références citées dans le rapport. Une liste plus exhaustive peut être trouvée dans la base de données documentaire EXAMINE.

 

Travaux antérieurs dans la région d’étude

Auteur(s)	Type de travaux	Contribution
Bell, 1885 Low, 1903	Reconnaissance géologique	Premiers travaux d’inventaire géologique dans le sud-est de la Province de Churchill
Bergeron, 1957	Géologie économique	Identification du potentiel économique en Ni-Cu de la Ceinture de Cape Smith
Bergeron, 1959	Cartographie géologique régionale du roc à petite échelle	Premiers travaux systématiques de cartographie de l’Orogène de l’Ungava, couvrant notamment le feuillet 35G
Tremblay, 1989 Moorhead, 1989	Cartographie géologique à l’échelle 1/50 000	Cartographie précédente des régions du lac Vanasse et du lac Chukotat
Machado et al., 1993 Parrish, 1989	Géochronologie	Datations U-Pb des groupes de Watts, de Povungnituk et de Parent et de la Suite de Cape Smith, et implications géodynamiques
Paré, 2005	Géophysique	Levé électromagnétique aéroporté et levé magnétique aéroporté dans le secteur du lac Belleau
Lamothe, 2007 Lamothe et Simard, 2010	Synthèses lithostratigraphiques	Carte géologique de synthèse et lexique stratigraphique de l’Orogène de l’Ungava
Maurice et Lamothe, 2012	Levé géochimique de sédiments de fond de lac et réanalyses d’anciens échantillons	Génération de cibles d’exploration régionales à partir des teneurs géochimiques anomales
Intissar et al., 2014	Géophysique	Levés magnétique et radiométrique régionaux aéroportés
Allard, 2014	Exploration minière	Découverte de veines de quartz aurifères, argentifères et cuprifères suite à la génération des cibles régionales de sédiments de fond de lac dans le secteur NE de la zone cartographiée
Chemam, 2016 Balch et St-Hilaire, 2018 Bournas, 2019	Exploration minière par géophysique	Levés électrique et magnétique au sol Levé héliporté électromagnétique
Sciortino et al., 2017 Cloutier et al., 2018 Cloutier et al., 2019 Cloutier et al, 2020 Cloutier et al., 2022 Fontaine et Shieh, 2023 Létourneau et Fontaine, 2024	Exploration minière	Découverte de blocs aurifères suite à un levé de till ciblant des anomalies régionales de fonds de lac, suivie de plusieurs campagnes de prospection, de levés géophysiques et de forage sur des corridors de cisaillement dans les roches volcaniques du Groupe de Parent
Lymburner et Bérubé, 2018 Popiela, 2020	Télédétection
Beaudette et al., 2020 Mathieu et al., 2022 Mathieu et al., 2023	Cartographie géologique à l’échelle 1/35 000	Cartographie récente du Domaine Nord dans les feuillets adjacents à la région d’étude
Beaudette et al., 2024	Modèle tectonique	Étude sur la stratigraphie et la géochimie du Groupe de Parent
Daigneault, 1997 Hébert et al., 2023	Géologie du quaternaire	Compilation et cartographie des formations quaternaires du nord de l’Ungava Géologie des dépôts de surface dans la région des lacs Nuvilic

Stratigraphie

La région du lac Pingasulik expose une partie de l’Orogène de l’Ungava, dans la Province géologique de Churchill, plus précisément dans la partie occidentale du Domaine Nord, au contact avec le Domaine Sud.

 

 

Cette section énumère succinctement les différentes unités identifiées dans la région du lac Pingasulik. La description complète des unités peut être consultée à partir de leur fiche stratigraphique respective via l’hyperlien associé à leur nom. Le schéma stratigraphique et la frise chronologique ci-contre accompagnent cette discussion en illustrant les relations observées en affleurement ou déduites entre ces unités, ainsi que leur distribution géographique et leur dimension relative.

 

Domaine Sud

À l’extrémité sud de la carte, dans le Domaine Sud, le Groupe de Chukotat (Bergeron, 1959) est formé de basalte à phénocristaux d’olivine (pPch1). Il est surmonté stratigraphiquement au nord par du basalte à phénocristaux de pyroxène (pPch2). Un mince niveau de roches volcanoclastites associées au Groupe de Chuckotat (pPch5) est présent près de la Faiblle de Bergeron. De minces filons-couches de la Suite du lac Esker (<100 m d’épaisseur) sont reconnus dans le même secteur (Moorhead, 1989). Ceux-ci sont cogénétiques aux roches volcaniques du Groupe de Chukotat et montrent une succession de péridotite (pPesk2) suivie de gabbro (pPesk4). La Formation d’Hubert (pPhbt), une unité de conglomérat et de grès rouge introduite par Beaudette et al. (2020) dans le feuillet adjacent (35G06) est également observée au sommet du Groupe de Chukotat dans la région de Pingasulik; elle surmonte les basaltes altérés en hématite, épidote et chlorite du Chukotat (pPch6b).

 

Domaine Nord

Roches volcano-sédimentaires

Le Groupe de Parent (pPpa; Tremblay, 1989; Lamothe, 2007) occupe une grande portion de la moitié sud de la carte, de la Faille de Bergeron (FAber), au sud, jusqu’à la Zone de cisaillement de Belleau (ZCbel), au nord. Il est principalement composé de roches volcaniques et de volcanoclastites basaltiques, ainsi que de niveaux d’andésite, de dacite et de roches sédimentaires en moindre proportion. Ces lithologies sont présentes en majorité sous forme volcanoclastique et de façon plus limitée en coulée cohésive. L’âge du dépôt est estimé à 1881 ±5 Ma (Davis, 2022) sur un échantillon prélevé à 30 km à l’est de la région d’étude (2019-MB-3119-A). Un âge maximal de 1917 Ma (Machado et al., 1993) a été obtenu sur une unité felsique épiclastique localisée dans la partie sud de la carte (DL3).

Dans le secteur d’étude, le Groupe de Parent a été divisé en 13 sous-faciès en fonction des caractéristiques texturales (porphyrique ou aphyrique) et des signatures géochimiques distinctes, incluant notamment les affinités magmatiques et les patrons multiélémentaires (Beaudette et al., 2020, 2024). Ces sous-faciès se répètent à plusieurs reprises dans la séquence, ce qui cause l’alternance dans l’affinité géochimique. Ces répétitions peuvent être en partie expliquées par le jeu des failles de la Zone de cisaillement de Qiqaviq (ZCqiq) ou par l’existence de plusieurs centres éruptifs contemporains à leur mise en place (Beaudette et al., 2024).

Le basalte aphyrique (pPpa10) domine dans le secteur cartographié; il est d’affinité transitionnelle au sud (pPpa10b) et plutôt calco-alcalin vers le NW (pPpa10c). Quelques rares bandes de basalte aphyrique tholéiitique (pPpa10a) sont également observées à travers l’empilement. Le basalte aphyrique (pPpa9) est plus rare dans le secteur du lac Pingasulik. Deux larges bandes de basalte aphyrique transitionnel (pPpa9b) sont présentes au nord et au sud, alors que ses contreparties calco-alcalines (pPpa9c) et tholéiitiques (pPpa9a) ne sont présentes qu’en minces bandes discontinues.

Des niveaux d’épaisseur apparente kilométrique de dacite et d’andésite cohésives aphyriques et de tuf andésitique (pPpa11) ont été cartographiés dans le feuillet 35G12. De minces niveaux de volcanoclastite polygénique à lapillis et blocs felsiques et mafiques (pPpa12) sont rapportés. De minces lits de trachyandésite basaltique et de trachybasalte (pPpa19) d’épaisseur cartographiable sont rapportés pour la première fois dans le présent levé. Une unité composée de roches volcaniques ayant subi une altération en carbonate et chlorite (pPpa16c) est aisément repérable en affleurement par sa patine orangée. Elle est principalement associée à des corridors de 300 à 400 m le long de failles ou dans des charnières de plis P₂. Des équivalents amphibolitisés de roches volcaniques précédemment décrites (pPpa20f et pPpa20g) soulignent l’auréole de contact d’épaisseur kilométrique autour des intrusions du Pluton de Qimiujait et de la Suite de Samiuapik, marquées par la présence de magnétite puis de hornblende. Cette auréole est décrite plus en détail dans la section sur le métamorphisme.

Les bandes d’épaisseur décamétrique et d’extension kilométrique de mudrock à pyrrhotite, de wacke et de formation de fer (pPpa14), identifiées par de fortes anomalies positives sur les levés géophysiques magnétique et électromagnétique (Cloutier et al., 2020; Bournas, 2019; Bach et St-Hilaire, 2018 et Chemam, 2016) se répètent à travers les roches volcaniques des autres sous-unités du Groupe de Parent.

L’étendue du Complexe de Qaaneq (pPqaa), introduit par Beaudette et al. (2020), a considérablement été bonifiée lors du levé du lac Pingasulik. Une large proportion des roches volcano-sédimentaires situées au nord de la Zone de cisaillement de Belleau (ZCbel), auparavant attribuées au Groupe de Parent ou au gabbro lité du Groupe de Watt, ont été réassignées au Complexe de Qaaneq. Ce complexe rassemble de larges bandes de roches métasédimentaires, plus spécifiquement de paragneiss à biotite ± grenat (pPqaa1), qui sont étroitement associées à de l’amphibolite dérivée de basalte et de gabbro très hétérogènes (pPqaa3). Les présents travaux ont également permis d’ajouter une sous-unité d’amphibolite dérivée de roches ultramafiques intrusives et volcaniques (pPqaa4). Ces dernières présentent des faciès de roche volcanique, tels que des bordures de coulées, des fragments et des vésicules, et leur composition peut atteindre 20 % MgO.

Roches intrusives

La Suite de Qummitaliup (pPqmp) est l’unité regroupant les filons-couches de 50 à 200 m d’épaisseur de gabbro alcalin, de gabbro et de gabbronorite, qui sont les conduits nourriciers des roches volcaniques du Groupe de Parent. Ils ont la même composition géochimique et le même profil élémentaire que ces dernières (Mathieu et al., 2023).

Sept intrusions irrégulières sont associées à la Suite de Sanimuapik (pPsak) dans la carte de la région du lac Pingasulik. Cette unité est datée à 1894 +/-5 Ma (Davis, 2022), ce qui est difficilement réconciliable avec les relations de recoupement observées avec le Groupe de Parent (Beaudette et al., 2020). Dans le secteur étudié, ces intrusions sont composées de granodiorite et de monzogabbro massifs à légèrement foliés à quartz bleuté (pPsak1) et de diorite et gabbro (pPsak2). Une de ces intrusions coupe clairement le Complexe de Qaaneq, et celui-ci prend la forme de grandes enclaves. Les relations stratigraphiques avec les roches du Groupe de Parent n’ont pu être étudiées lors du levé de l’été 2024. Le Pluton de Pingasulik (pPpig) est une nouvelle unité associée à la Suite de Sanimuapik. Ce pluton se distingue de sa suite parente par sa composition granodioritique homogène, avec une proportion moindre de tonalite, et par sa structure foliée bien développée ainsi que la présence d’allanite dans son assemblage. 

La Suite de Niviugak (pPnvk) introduite par Beaudette et al. (2020) se prolonge vers l’ouest dans le secteur du lac Pingasulik. Elle regroupe la diorite et la gabbronorite mouchetées, massives à foliées. Sa mise en place est établie à 1873 ±5 Ma par Davis (2022) dans un échantillon prélevé dans le feuillet 35G11 (2019-TG-7510A).

La Suite de Sirluaq (pPsrq1), introduite à l’est par Beaudette et al. (2020), est reconnue dans la région cartographiée en 2024 sur les rives du lac Perreault. La zone correspond à un large pluton arrondi de 5 km de diamètre composé, selon les observations de la campagne de 2024, de gabbro massif et magnétique qui coupe l’amphibolite du Complexe de Qaaneq.

Les roches volcaniques du Groupe de Parent sont coupées par une intrusion ovoïde de 10 km sur 5 km au SW de la région cartographiée, précédemment associée à la Suite de Cape Smith et nouvellement renommée Pluton de Qimiujait (pPqmi). Ce pluton présente un cœur de granodiorite massive et homogène à biotite (pPqmi2) et une bordure de diorite et de gabbro hétérogène (pPqmi1) avec de nombreuses enclaves de roches volcaniques. Une datation dans la partie gabbroïque hétérogène (CP2) indique un âge de cristallisation à 1860 ±2 Ma (Machado et al., 1993). Une nouvelle datation du cœur granodioritique est en cours.

Le Pluton d’Ulluvinaaluit (pPull) est une nouvelle unité associée à la Suite de Vanasse (pPvas) qui occupe l’extrême nord de la région cartographiée. Elle se caractérise par une composition de gabbronorite à orthopyroxène et une surface fraîche de couleur gris-rose foncé à brunâtre. Une datation place la mise en place du pluton à 1858 ±2 Ma (Machado et al., 1993).

La péridotite (pPiqt1a), la pyroxénite (pPiqt1b) à grain grossier, ainsi que la hornblendite et le gabbro grossier (pPiqt2) de la Suite d’Illuinaqtuut sont massifs et facilement observables sur les cartes aéromagnétiques, où les intrusions correspondent à de très fortes anomalies magnétiques positives (Intissar et al. 2014). Ces petites intrusions disposées en chapelets constituent les roches les plus jeunes de la région d’étude, à l’exception d’un dyke gabbroïque néoprotérozoïque de l’Essaim de Franklin (nPfra) présent dans la partie sud de la carte.

Lithogéochimie

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

Géologie structurale

L’analyse des mesures structurales et des patrons géophysiques sur les cartes des levés aéromagnétiques (Intissar et al., 2014) a permis de diviser la région du lac Pingasulik en six domaines structuraux et une zone de cisaillement régionale présentés sur la carte structurale. Les zones de cisaillement, les failles et les plis régionaux ont aussi été interprétés. Les crêtes magnétiques sont soulignées par des linéaments qui illustrent les différents styles structuraux parmi les domaines.

Les domaines structuraux énumérés du sud au nord sont décrits dans les fiches structurales accessibles en cliquant sur les hyperliens correspondants.

Le Domaine structural des Deux-îles (DSddi) est limité au Groupe de Chukotat (pPch) dans le Domaine Sud et se caractérise par une séquence monoclinale, orientée WSW-ENE, à polarité vers le nord et faiblement déformée. Il est séparé du reste de la région d’étude par la Faille de Bergeron (FAber).

Les domaines structuraux des Coteaux (DScot) et de Parent (DSpar), introduits antérieurement lors des levés géologiques plus à l’est (Beaudette et al., 2020; Mathieu et al. 2022, 2023), sont prolongés dans les feuillets 35G05 et 35G12. Ils présentent des structures majoritairement E-W et des plis serrés à isoclinaux déversés vers le sud. Ces domaines sont séparés l’un de l’autre par la Zone de cisaillement de Qiqaviq (ZCqiq), une importante zone de déformation anastomosée présentant un mouvement principalement inverse. Son tracé, qui est orienté NW-SE dans la région d’étude, correspond au lit de la rivière Qiqavik. Quelques failles anastomosées à mouvement inverse à composante dextre sont regroupées dans cette zone de cisaillement, dont la Faille de Mivviq (FAmiv) et la Faille d’Esker (FAesk). 

Le Domaine structural de Kuussiutilik (DSkus), nouvellement introduit, se caractérise par la déviation de l’orientation initiale des structures, notamment les failles, les zones de cisaillement et les traces axiales des plis en autour du Pluton de Qimiujait (intrusion tarditectonique) résultant en un patron géophysique circulaire.

Le Domaine structural de Pingasulik (DSpin), introduit pour la première fois ici, regroupe particulièrement les roches supracustales métamorphisées du Complexe de Qaaneq. Il se démarque des autres domaines structuraux de la région d’étude par des structures plissées à traces axiales essentiellement orientées N-S et reprenant d’anciens plis à traces axiales approximativement E-W. Le grain structural principal N-S du Domaine structural de Pingasulik contraste avec le grain structural plutôt E-W des domaines structuraux de Parent et des Coteaux, où la déformation N-S n’est pas reconnue. Le Domaine structural de Pingasulik est bordé au sud par la Zone de cisaillement de Belleau (ZCbel), marquée par un mouvement inverse vers le sud. La Zone de cisaillement de Perreault (ZCper) est plissée et discontinue au cœur du DSpin; elle est interprétée comme une zone de cisaillement précoce qui a été plissée lors de phases de déformation subséquentes. 

Tout au nord de la région cartographiée, le Domaine structural de Vanasse (DSvas) regroupe les roches intrusives faiblement foliées et à pendage quasi horizontal des suites de Vanasse (pPvas) et de Niviugak (pPnvk).

Phases de déformation

Un minimum de quatre phases de déformation ont été observées dans la région du lac Pingasulik. Ces phases ne sont pas présentes dans tous les domaines structuraux.

D_1a (avant 1890 Ma)

La phase de déformation la plus ancienne est uniquement observable dans le Domaine structural de Pingasulik, où des plis P_1a, au tracé axial grossièrement E-W, affectent les roches supracrustales du Complexe de Qaaneq. Ces plis sont notamment visibles dans les linéaments topographiques. Ces plis sont repris par une phase subséquente de déformation, ce qui les rend difficiles à caractériser. Les mouvements le long de la Zone de cisaillement de Perrault (ZCper) sont attribués à cette phase de déformation, de même qu’un épisode de métamorphisme responsable de l’apparition du grenat dans les paragneiss du Complexe de Qaaneq.

D_1b (∼1890 Ma)

La fabrique principale dans le Domaine structural de Pingasulik (DSpig) est associée à la phase de déformation D_1b. Les structures associées à cette phase de déformation se démarquent par leur orientation N-S, cette dernière étant bien visible dans les linéaments magnétiques et topographiques. Les plis P_1b de trace axiale N-S reprennent les plis P_1a E-W. Cette phase de déformation a également affecté la Zone de cisaillement de Perreault, ce que traduit son tracé discontinu et irrégulier en carte. Cet épisode serait également responsable de l’irrégularité de l’isograde d’apparition du grenat dans les paragneiss du Complexe de Qaaneq (associé à D_1a). Les phases D_1a et D_1b sont complètement absentes au sud de la Zone de cisaillement de Belleau. Elles n’affectent que les roches volcaniques et sédimentaires du Complexe de Qaaneq.

D₂ (∼1865 Ma)

La phase de déformation D₂ est associée à un raccourcissement N-S qui affecte l’ensemble du secteur du lac Pingasulik, tant au nord qu’au sud de la Zone de cisaillement de Belleau. Elle se traduit par des structures orientées globalement E-W à NW-SE présentes dans les roches supracrustales du Groupe de Parent et du Complexe de Qaaneq, ainsi que dans les plutons de Pingasulik, de Niviugak et de Sanimuapik. Cette phase de déformation culmine avec le développement de la Zone de cisaillement à mouvement inverse de Qiqavik (ZCqiq) et le réseau de failles anastomosées qui lui est associé.

D₃ (après 1860 Ma)

Une série de failles cassantes sont observées dans la partie NE de la région du lac Pingasulik et autour du Pluton de Qimiujait. Des réseaux de joints sont visibles dans plusieurs domaines structuraux. Des veines d’extension dans le Groupe de Parent sont également associées à cette phase de déformation cassante et plus tardive, qui est probablement liée à l’exhumation.

Métamorphisme

 

Les observations de terrain et de 312 lames minces dans la région du lac Pingasulik mettent en évidence un gradient métamorphique uniforme, évoluant du faciès inférieur des schistes verts, au sud, jusqu’au faciès supérieur des amphibolites, au nord. Ce gradient est principalement lié au raccourcissement N-S lors de la phase de déformation D₂. L’intensité du métamorphisme est généralement moins élevée que ce qui avait été déterminé dans l’extension vers l’est des mêmes unités. Dans le secteur du lac Pingasulik, une plus grande proportion du Groupe de Parent atteint au maximum le faciès des schistes verts inférieur, alors que les faciès supérieur des schistes verts et inférieur des amphibolites dominent dans les régions cartographiées précédemment (Beaudette et al., 2020; Mathieu et al., 2022; 2023). Le niveau d’exposition du socle dans les feuillets 35G05 et 35G12 serait donc moindre que dans les régions des lacs Parent, Spartan et Serpentine plus à l’est. Le mécanisme structural et l’épisode tectonique à l’origine de cette différence de l’intensité du métamorphisme entre l’est et l’ouest du Domaine Nord n’a pas été identifié.

 

Faciès inférieur des schistes verts

À l’extrême sud de la région cartographiée, les volcanites (principalement du basalte) et les volcanoclastites du Groupe de Parent préservent à plusieurs endroits leurs structures primaires. Leur minéralogie d’origine est généralement conservée et caractérisée par des phénocristaux de plagioclase et de clinopyroxène frais, auxquels s’ajoute communément de la chlorite et par endroits de l’épidote. Les amygdales sont remplies principalement de calcite. Dans les zones de déformation, dont la Zone de cisaillement de Qiqaviq, les volcanites présentent une structure lépidoblastique et la schistosité est soulignée par l’orientation préférentielle des feuillets de chlorite.

Faciès supérieur des schistes verts

Au nord de la Zone de cisaillement de Qiqaviq, l’amphibole (principalement de petites baguettes d’actinote) s’ajoute progressivement à l’assemblage chlorite-épidote des roches volcaniques mafiques et marque le passage graduel au faciès inférieur des amphibolites. Dans cette section, les amygdales de calcite sont communément recristallisées en épidote et chlorite. La zone qui marque ce faciès est située dans la partie centrale de la carte et forme une bande de ∼2 km de largeur, orientée NW-SE, au NE du Pluton de Qimiujait.

Cette zone englobe la Zone de cisaillement de Belleau et une partie de la Faille de Qiqaviq. Elle contient certaines des zones minéralisées aurifères connues de la région. L’assemblage à actinote du faciès supérieur des schistes verts apparaît aussi entre les deux zones de cornéenne dans la partie ouest de la carte.      

Saut métamorphique au faciès inférieur des amphibolites

Le contact entre le Groupe de Parent et le Complexe de Qaaneq correspond à un saut métamorphique. Le pic métamorphique observé dans ce secteur est probablement antérieur (M_n-1) à celui associé au gradient métamorphique marqué plus au sud, et concorde aux phases de déformation visibles uniquement dans le Domaine structural de Pingasulik, antérieures à la phase régionale (D_1a et D_1b). À cet endroit, le basalte à chlorite-actinote verdâtre du Groupe de Parent passe subitement à l’amphibolite recristallisée de teinte très foncée du Complexe de Qaaneq, où la hornblende domine l’assemblage. Au même endroit, les petits niveaux de wacke et d’arénite à biotite très fine du Groupe de Parent laissent place au paragneiss à biotite millimétrique à structure lépidoblastique. Les affleurements où le grenat a été noté sont peu nombreux et assez distancés. Ainsi, l’isograde d’apparition du grenat n’est pas rectiligne et semble plissé ou discontinu. Cela peut s’expliquer par une croissance du grenat lors de la phase de déformation D_1a et à une déformation subséquente D_1b et D₂ dans cette section de la région d’étude correspondant au Domaine structural de Pingasulik. Il y a aussi la possibilité que la présence de grenat soit reliée en partie à une composition chimique localement plus favorable localement à sa croissance comparativement au reste de l’unité. Il n’y a pas d’évidences de fusion partielle in situ dans cette zone.    

La recristallisation dynamique du quartz dans les grands intrusifs de ce secteur est généralement par bourgeonnement (Passchier et Trouw, 1996).

Faciès supérieur des amphibolites

L’extrême nord de la région expose surtout des roches intrusives, ce qui complique l’estimation d’un faciès métamorphique. Certains affleurements et échantillons d’amphibolite dérivée de basalte montrent des signes d’un début de migmatitisation partielle (24-TD-2110 et 24-MY-1095). Ainsi, le nord de la région du lac Pingasulik atteint le faciès supérieur des amphibolites. La recristallisation dynamique du quartz dans ce secteur est davantage marquée par la migration des bordures de grains, confirmant une déformation à des températures du faciès supérieur des amphibolites (Passchier et Trouw, 1996).

Cornéenne à magnétite-amphibole

À cette progression du métamorphique régional s’ajoute le métamorphisme de contact (M_n+1) dans les roches volcaniques bordant les plutons plus tardifs (Pluton de Qimiujait et Suite de Samiuapik). L’auréole est marquée par l’apparition progressive de la magnétite sur ∼1 km, puis de la hornblende à 100 m et moins de la bordure des intrusions. En affleurement, le basalte et le tuf du Groupe de Parent conservent leur structure primaire, mais la roche est de plus en plus foncée et la magnétite plus abondante (1 à 10 %). La roche devient aussi plus cassante. En lame mince, la magnétite apparaît comme de minuscules taches non orientées dans les cristaux de chlorite, qu’elles remplacent jusqu’à constituer ∼60 % des roches au contact avec les plutons.

Géologie économique

La région du lac Pingasulik présente des zones favorables pour six types de minéralisation :

• minéralisation magmatique de type stratiforme associée aux roches intrusives mafiques à ultramafiques de la Suite d’Illuinaqtuut;

• minéralisation en Cr-Co-EGP associée aux roches intrusives ultramafiques de la Suite d’Illuinaqtuut et aux roches ultramafiques du Complexe de Qaaneq;

• minéralisation en Cu-Au-Ag associée aux veines de quartz dans la Suite de Niviugak et le Pluton d’Ulluvinaaluit;

• minéralisation de sulfures exhalatifs associée aux roches volcaniques et sédimentaires du Groupe de Parent et du Complexe de Qaaneq;

• minéralisation cuprifère et aurifère liée au conglomérat et au grès hématitisé de la Formation d’Hubert;

• veines aurifères mésothermales, à gangue de quartz-carbonates, coupant les roches volcaniques et sédimentaires du Groupe de Parent et les roches intrusives de la Suite de Sanimuapik.

Le tableau des zones minéralisées ci-dessous présente les résultats d’analyses pour huit zones minéralisées du secteur, incluant trois nouvelles zones minéralisées découvertes dans le cadre de nos travaux et cinq zones minéralisées connues.

Le tableau des analyses lithogéochimiques des métaux d’intérêt économique donne la localisation, la description et les résultats d’analyse pour 81 échantillons choisis dans le but d’évaluer le potentiel économique de la région.

Minéralisations méconnues et découvertes lors des présents travaux

Minéralisation magmatique de type stratiforme associée aux roches intrusives mafiques à ultramafiques affectant les roches du Complexe de Qaaneq

La zone favorable Kannuqa 4 se superpose à la Zone de cisaillement de Perreault sur ∼7 km de longueur et un peu plus de 1 km d’épaisseur. Dans cette zone, le paragneiss et l’amphibolite du Complexe de Qaneeq sont recoupés par plusieurs intrusions de largueur hectométriques à kilométriques ainsi que des filons-couches de pyroxénite et de péridotite de la Suite d’Illuinaqtuut. Les roches du Complexe de Qanneq sont aussi coupées par la tonalites, la diorite, le gabbro et la gabbronorite de la Suite de Niviugak. La bordure des contacts entre ces intrusions et les roches métasédimentaires et métavolcaniques du Complexe de Qaneeq représente un contexte rhéologique favorable à la précipitation de sulfures magmatiques. Ainsi, plusieurs niveaux et amas sulfureux centimétriques à métriques sont présents dans les roches supracrustales du Complexe de Qaneeq, à l’extérieur des intrusions ou en enclaves dans celles-ci.

L’affleurement 24-TD-2154 montre des niveaux de paragneiss affectés par une brèche intrusive comprenant une pyroxénite amphibolitisée et une tonalite. L’analyse d’un échantillon de paragneiss minéralisé (2024013317) a donné 0,37 % Zn, 462 ppm Cu et 0,11 % Ni sur une zone de quelques mètres. On y trouve principalement de la pyrrhotite, de la sphalérite, de la chalcopyrite et des traces de pentlandite formant des amas irréguliers millimétriques, ou encore des lentilles de sulfures semi-massifs décacentimétriques à métriques ainsi que des sections de paragneiss à patine rouillée d’épaisseur décimétrique à métrique.

Minéralisation en Cr-Co-EGP dans les roches intrusives ultramafiques de la Suite d’Illuinaqtuut et les roches ultramafiques du Complexe de Qaaneq

Le potentiel des roches intrusives ultramafiques de la Suite d’Illuinaqtuut pour les minéralisations chromifères est connu grâce à plusieurs levés géologiques précédents réalisés dans le Domaine Nord (Mathieu et al., 2019; Mathieu et al., 2022; Mathieu et al., 2023). Un potentiel pour les minéralisations en Cr-Co-EGP dans l’amphibolite dérivée de roches ultramafiques intrusives et extrusives du Complexe de Qaaneq a aussi été remarqué lors du levé de la région du lac Pingasulik. La zone favorable de Kajuq 6 désigne de multiples roches intrusives et bandes d’amphibolite mafiques à ultramafiques. La minéralisation est composée de magnétite et de chromite disséminées en amas avec des proportions mineures d’ilménite, de pentlandite et de chalcopyrite. Au microscope, la chromite disséminée est couramment visible dans le cœur de cristaux de magnétite et d’ilménite. L’olivine est serpentinisée et des altérations en trémolite sont aussi constatées sur certains affleurements. Les veinules de magnétite sont potentiellement liées à la serpentinisation des roches ultramafiques, phénomène bien visible sur l’affleurement 24-MY-1121.

Les intrusions ultramafiques de la Suite d’Illuinaqtuut sont de taille variable, allant de dykes de quelques mètres de largeur à des intrusions litées de ∼1 à 2 km de largeur. Les intrusions sont à grain moyen et massives à légèrement foliées. L’olivine est serpentinisée, mais il est possible de trouver des cristaux d’olivine préservés dans le cœur de certaines intrusions. La minéralisation apparaît sous la forme de chromite disséminée vec une auréole de magnétite et d’ilménite. La faible déformation de ces intrusions ainsi que la présence de litage magmatique bien préservé suggèrent une mise en place tardive par rapport à la déformation régionale. Des traces de pentlandite, de chalcopyrite et de pyrrhotite sont aussi observées. L’échantillon 2024013122 prélevé dans une péridotite à magnétite et chromite disséminées avec quelques veinules de magnétite a livré 0,46 % Cr₂O₃, 994 ppm Ni et 102 ppm Co. L’échantillon 2024013127 a aussi livré des valeurs de 0,27 % Cr, 986 ppm Ni, 119 ppm Co et 21 ppb Pt. La minéralisation dans l’amphibolite dérivée de roches volcaniques et intrusives ultramafiques du Complexe de Qaaneq est moins bien définie. Elle montre généralement des sulfures disséminés (chalcopyrite, pentlandite et pyrrhotite), ainsi que de la chromite disséminée associée à de la magnétite et de l’ilménite. En lame mince, il est commun de voir des exsolutions de magnétite dans l’ilménite. L’échantillon (2024012980) montre 0,27 % Cr₂O₃ et 475 ppm Ni. La minéralisation est sous la forme d’amas disséminés d’ilménite contenant des exsolutions de magnétite et un cœur de chromite. L’encaissant est une amphibolite dérivée d’un basalte magnésien.

Minéralisation en Cu-Au-Ag associée à des veines de quartz dans la Suite de Niviugak et le Pluton d’Ulluvinaaluit

Ce type de minéralisation a été découvert originalement à partir de teneurs anomales en cuivre dans des sédiments de fond de lac (Maurice et Lamothe, 2012). Une courte campagne d’exploration a permis la découverte de veines de quartz cuprifères, dont certaines sont aussi minéralisées en or et en argent. Les meilleures teneurs obtenues lors de cette campagne d’exploration sont de 35,4 g/t Au, 38,9 g/t Ag et 0,1 % Cu (Allard, 2014). La minéralisation cuprifère est retrouvée dans les roches intrusives intermédiaires à mafiques de la Suite de Niviugak (pPnvk), de la Suite de Vanasse (pPvas) et du Pluton d’Ulluvinaaluit (pPull). Un potentiel pour ce type de minéralisation cuprifère existe aussi dans l’amphibolite du Complexe de Qaaneq (pPqaa). Les veines de quartz sont généralement blanc laiteux et leur texture varie de massive à rubanée. Les veines sont zonées et communément parallèles à de petites zones de cisaillement mineures de largueur métrique à décimétrique qui affectent l’encaissant. Les zones favorables de Nanuq 1, Nanuq 2 et Nanuq 3 comprennent des zones où la densité de veines est plus élevée. La minéralisation est contenue dans des veines de quartz contenant des proportions mineures de carbonates, principalement de la calcite et de l’ankérite. La minéralisation cuprifère comprend des amas irréguliers de chalcopyrite (traces à 14 %), ainsi que des traces de malachite, de pyrite et de pyrrhotite, telles que décrites sur l’affleurement 24-AO-4177. L’encaissant montre une silicification importante à proximité des veines. Ces dernières ont une épaisseur centimétrique à plurimétrique. De plus, les bordures des veines sont couramment chloritisées et carbonatées. Dans les roches de la Suite de Niviugak et du Pluton de Ulluvinaaluit, il est commun d’observer une épidotitisation importante de l’encaissant coupé par ces veines. D’un point de vue textural, les veines ont une apparence massive au centre avec des textures antiaxiales, et les cristaux montrent une schistosité et un rubanement bien défini près des épontes. Ce rubanement témoigne de l’influence du cisaillement dans la mise en place des veines. Il semble donc que les veines aient une texture crack and seal qui traduit l’alternance d’épisodes de cristallisation et de rupture dans la zone filonienne.

La zone favorable de Nanuq 1 comprend deux zones minéralisées. La zone minéralisée de Cybele montre une série de veines millimétriques à décimétriques. Celles-ci sont légèrement cisaillées et montrent localement une texture géodique. Les veines de quartz laiteux montrent des amas irréguliers de chalcopyrite ainsi que des traces de malachite. Elles sont encaissées dans un gabbronorite épidotitisé de la Suite de Niviugak ainsi qu’un granite hématitisé. L’échantillon 2024013322 associé à cette zone minéralisée a donné 1,37 % Cu, 728 ppb Au, 5,6 ppm Ag et 7 ppm Mo. La zone minéralisée de Psyche montre un corridor de fracturation subvertical de ∼30 cm d’épaisseur sur 3 m de longueur et orienté à 231°. Les veines de quartz, ankérite et autres carbonates montrent des amas irréguliers de chalcopyrite ainsi que des traces de malachite, pyrite et pyrrhotite. L’encaissant est une monzodiorite à hornblende et biotite légèrement foliée et faiblement magnétique associée à la Suite de Niviugak. En bordure des veines, l’encaissant n’est plus magnétique, mais altéré en épidote. L’échantillon (2024013314) a donné 10,8 % Cu, 274 ppb Au, 125 ppm Co et 24,9 ppm Ag.

La zone minéralisée de Nanuq 2, située dans la zone favorable Nanuq 2, montre une veine de quartz de ∼20 à 30 cm d’épaisseur. Cette veine coupe une granodiorite. La minéralisation est sous la forme d’amas irréguliers de chalcopyrite avec des traces d’azurite, de malachite et de pyrite. L’échantillon 854524 (Allard, P., 2014) a livré des teneurs de 2,06 % Cu, 0,389 g/t Au et 0,7 g/t Ag.

La zone minéralisée de Doris est situé dans la zone favorable de Nanuq 3. Il a comme particularité d’être encaissé dans un paragneiss à biotite, grenat et cordiérite lié au Complexe de Qaaneq, plutôt que dans une roche intrusive. La zone minéralisée se présente sous la forme d’une large veine à quartz-carbonate orientée N-S et à pendage subvertical. La veine de quartz et calcite mesure ∼30 cm d’épaisseur. Elle comprend une minéralisation en amas irréguliers de chalcopyrite avec des placages de malachite. L’échantillon (2024013327) a donné des teneurs de 1,12 % Cu, 315 ppm Zn, 12,6 ppm Ag et 5,3 ppm Cd.

La zone favorable de Nanuq 4 est très similaire à la zone favorable de Nanuq 3. Elle a comme particularité d’affecter la bordure d’une intrusion de clinopyroxénite liée à la Suite d’Illuinaqtuut (pPiqt). L’échantillon 2024013324 représente une grande veine cisaillée de quartz orienté N-S et d’épaisseur décimétrique à métrique. La veine est riche en sulfures et coupe une amphibolite associée au Complexe de Qaaneq, non loin du contact avec une clinopyroxénite. Elle montre des valeurs de 0,16 % Cu et de 206 ppm Co.

Minéralisations connues de la région d’étude

Minéralisation de sulfures exhalatifs associée aux roches volcaniques et sédimentaires du Groupe du Parent et du Complexe de Qaaneq

Le potentiel pour des minéralisations syngénétiques de sulfures exhalatifs dans les roches supracrustales du Groupe de Parent avait déjà été démontré lors de projets antérieurs (Beaudette et al., 2020; Mathieu et al., 2023). La région d’étude comprend la zone favorable Kannuqa 3, qui correspond à des lentilles d’épaisseur centimétrique à métrique et de largeur décimétrique à décamétrique de quartzite, de brèches à matrice sulfurée et de sulfures semi-massifs riches en pyrrhotite contenant aussi des proportions variables de chalcopyrite, de sphalérite, de pyrite et de pentlandite. Plusieurs lentilles minéralisées ont montré des valeurs anomales à significatives en Zn, Cu, Ni et Au. L’affleurement 24-CL-3091 montre une zone décamétrique de brèche monogénique contenant ∼10 % de sulfures dans la matrice. Un échantillon de cet affleurement (2024012868) a donné 0,27 % Zn, 0,15 % Cu et 733 ppm Ni. La géofiche 24-TD-2069 décrit un champ de blocs de sulfures semi-massifs rouillés et bréchiques continu sur quelques mètres à proximité de roches volcaniques rouillées in situ dont un échantillon (2024012860) a donné 0,15 % Ni, 13,5 % S, 0,19 % Zn, 72 ppb Au et 439 ppm Cu. L’échantillon 2024012995 est aussi tiré d’un champ de blocs d’arénite rouillée montrant des sulfures semi-massifs ayant donné des teneurs de à 0,11 % Cu et 414 ppm Ni. L’échantillon 2024012996 est situé au niveau du contact entre les roches volcaniques du Groupe de Parent et l’amphibolite du Complexe de Qaaneq. Il s’agit d’un schiste graphiteux ayant donné des valeurs de 345 ppb Au, 870 ppm Cu, 933 ppm Zn et 8600 ppm C graphitique.

Minéralisation cuprifère et aurifère liée au conglomérat et au grès hématitique de la Formation d’Hubert

Le potentiel de minéralisation cuprifère au niveau de la discordance entre la Formation d’Hubert et le Groupe de Chukotat avait déjà été démontré lors d’un levé antérieur (Beaudette et al., 2020). Les travaux de l’été 2024 ont permis la découverte d’une nouvelle zone favorable nommée Hubert 2. Les roches encaissantes de la minéralisation qui caractérisent cette zone favorable sont des conglomérats polygéniques et des grès hématitisés. Ces lithologies constituent un niveau repère permettant d’identifier une discordance d’érosion entre les niveaux de basalte du Groupe de Chukotat et les lits de conglomérat à cailloux et grès de la Formation d’Hubert. Les basaltes du Groupe de Chukotat sont localement carbonatisés avec des veinules de calcite ainsi que des veinules de sulfures. Les roches encaissantes et les altérations sont très similaires à celles de la zone minéralisée de Dryade faisant partie de la zone favorable d’Hubert. L’échantillon 2019077640 montre un basalte carbonatisé avec des veinules de calcite et de sulfures ayant donné des teneurs de 0,37 % Cu, 36 ppb Au, 134 ppb Pd.

Veines aurifères mésothermales, à gangue de quartz-carbonates, coupant les roches volcaniques et sédimentaires du Groupe de Parent et les roches intrusives de la Suite de Sanimuapik

La zone favorable de Qiqaviq 4 est la continuité vers l’ouest de la zone favorable de Qiqaviq 1 originalement définie par Beaudette et al. (2020). Cette zone favorable est définie par des veines aurifères mésothermales minéralisées en Au ± Ag ± Cu ± Zn ± Sb ± W ± Mo. Cette zone favorable est aussi associée à plusieurs autres zones favorables définies dans le Domaine Nord, comme les zones de Qiqaviq 1, Qiqaviq 2, Qiqaviq 3, Esker 1, Esker 2 et Ombilic (Mathieu et al., 2019; Mathieu et al., 2022; Mathieu et al., 2023).

Les zones favorables de Qiqaviq sont liées à des veines de quartz, carbonates et sulfures associées à des zones de cisaillement. Elles sont classées en trois groupes selon des évènements temporels distincts, soit : 1) un groupe synvolcanique; 2) un groupe syntectonique à tarditectonique (Létourneau et al., 2024); 3) et un dernier groupe tarditectonique à post-tectonique (Cloutier et al., 2020).

1. La phase synvolcanique est marquée par des anomalies en Au, Ag et As, ainsi que par des altérations en carbonates liées à des niveaux sulfurés de type SMV (Létourneau et al., 2024).

Un bon exemple de ce type de minéralisation est la zone minéralisée d’Espérance, où des niveaux minéralisés stratiformes en Cu-Au sont disposés le long d’un corridor de cisaillement. Celui-ci est spatialement associé à une anomalie de chargeabilité modérée à forte associés à des horizons conducteurs contraint sur d’une longueur de 4 km le long d’un axe ENE-WSW (Létourneau et al, 2024). Sur le terrain et en forage, les niveaux minéralisés sont associés à une biotitisation importante des roches volcaniques encaissantes, ainsi qu’à une séricitisation, chloritisation et carbonatation pervasives, indiquant une altération hydrothermale importante. Le tout est aussi affecté par des réseaux de veines et de veinules à quartz-carbonates montrant des traces d’arsénopyrite, de pyrite, de chalcopyrite, de galène et de malachite. Une carbonatation et une silicification faibles à modérées sont aussi visibles dans leurs épontes. Des dykes et des filons-couches de gabbro, de diorite porphyrique et de pyroxénite associées à des zones de cisaillement sont communs. Les recoupements entre les réseaux de veines et l’encaissant ainsi que la nature stratiforme des niveaux conducteurs minéralisés démontrent une origine épigénétique avec une mise en place de niveaux sulfurés de type SMV durant l’empilement des roches volcano-sédimentaires du Groupe de Parent. Le tout a par la suite été remobilisé par du cisaillement à tendance E-W à WNW-ESE chevauchant, ainsi que la mise en place d’intrusions ultramafiques à felsiques syntectoniques à tarditectoniques.

2. La deuxième phase de minéralisation est syntectonique à tarditectonique. Elle est interprétée comme étant responsable des gisements aurifères épithermaux à mésothermaux contrôlés structurellement par des zones de cisaillement et associés à des intrusions felsiques (Létourneau et al., 2024);

La zone minéralisée d’Aurora West en est un bon exemple; celle-ci est située dans un corridor de cisaillement parallèle à la Zone de cisaillement de Qiqaviq, et est orientée WNW sur une distance de 1,6 km. Les roches volcaniques mafiques sont fortement déformées et affectées par des réseaux de veines et de veinules à quartz, contenant des proportions variables de galène, de pyrite, de sphalérite, de molybdénite et d’arsénopyrite. La roche encaissante est chloritisée, séricitisée et montre aussi une carbonatisation modérée (Cloutier et al., 2018).

La zone minéralisée d’Aurora est associé à une intrusion de granodiorite orientée WNW-ESE, d’une longueur de 600 m, d’une largeur apparente de 75 m et plongeant vers le nord. Ce pluton felsique montre des caractéristiques de la Suite de Sanimuapik. La minéralisation prend la forme de veines et veinules de quartz à grain fin zonées ou laminées avec 1 à 2 % de sulfures (pyrite, pyrrhotite, chalcopyrite, galène, sphalérite et localement de l’arsénopyrite), injectées dans une granodiorite à grain fin. Les roches volcaniques avoisinantes sont coupées par la granodiorite et montrent une chloritisation progressive, ainsi qu’une carbonatisation et ankéritisation croissante du nord vers le sud. Près de l’intrusion, de la fuschite et de l’ankérite sont visibles dans les roches volcaniques altérées. La granodiorite montre aussi une faible hématitisation. Une zone de cisaillement orientée WNW s’étend depuis l’ouest de la zone minéralisée d’Aurora sur 1,6 km. Elle affecte la base et le sud de l’intrusion. Les roches volcaniques sont intensément foliées et altérées en chlorite, séricite et calcite. Il y a aussi une présence notable de dykes et de filons-couches felsiques associés à l’intrusion principale. Les veines aurifères montrent des teneurs en Ag, As, B, Pb, Sb, Zn et W, ce qui suggère que des fluides minéralisateurs proviennent de l’intrusion felsique et que les zones de cisaillement à proximité de l’intrusion ont facilité la mise en place des veines (Létourneau et al., 2024).

3. La dernière phase de minéralisation dans ce secteur est associée à des veines à quartz-carbonates non déformées, montrant des valeurs anomales à indicielles en Au-Sb (± As ± Cu ± Ag). Sur le terrain, des structures drusiques en peigne ou encore du rubanement ont été observées, ce qui témoignerait de la mise en place des veines lors d’un évènement tectonique en extension.

   Ce type de veines a été observé à la zone minéralisée de Zone ABG (Cloutier et al., 2020). On y observe une série de veines à quartz-carbonates minéralisées qui sont orientées NE-SW et qui coupent la schistosité E-W des roches encaissantes. Ces veines sont encaissées dans une séquence de roches volcanoclastiques mafiques et de schiste silicifié. Le schiste est localement minéralisé et contient des amas de pyrite suivant la foliation. À proximité des veines, les roches encaissantes sont silicifiées et carbonatées sur des épaisseurs allant de quelques décimètres à 1 m. Les veines montrent principalement du quartz, de la calcite, de la chlorite et de l’ankérite. Les veines contiennent jusqu’à 5 % de sulfures, avec une proportion variable de pyrite, chalcopyrite, azurite, malachite, arsénopyrite, sphalérite et tétraédrite.

 

Problématiques à aborder dans le cadre de futurs travaux

Les nouvelles observations réalisées lors du levé de la région du lac Pingasulik ont mené à la réattribution d’une partie du secteur du Groupe de Parent vers le Complexe de Qaaneq. Cette nouveauté met en exergue les problématiques à propos de la nature de la relation entre ces deux unités, déjà mentionnées lors des travaux de Mathieu et al. (2023). Dans la synthèse en cours de la région, la distinction entre le Complexe de Qaaneq et le Groupe de Parent métamorphisé (pPpa20) sera révisée dans les secteurs cartographiés précédemment plus à l’est. Pour l’instant, il est observé que :

1. le contact entre les deux unités, qui correspond plus ou moins à la Zone de cisaillement de Belleau (ZCbel), est toutefois discret en affleurement et sur les cartes géophysiques;
2. certains affleurements (24-TD-2067 et 24-TD-2075, 24-CL-3216) suggèrent que les roches volcaniques du Parent se déposent en discordance sur les roches sédimentaires du Qaaneq, mais les évidences sont peu convaincantes; 
3. le contact correspond à un saut dans le faciès métamorphique, de la transition du faciès inférieur des schistes verts au sud du Groupe de Parent à l’omniprésence de la hornblende associée au faciès inférieur des amphibolites au nord, dans le Complexe de Qaaneq;
4. le style structural est aux antipodes des deux côtés de la Zone de cisaillement de Belleau. Au nord, les fabriques N-S et un polyphasage marqué caractérisent le Complexe de Qaaneq et le Domaine structural de Pingasulik, tandis qu’au sud, un grain structural perpendiculaire E-W domine dans le Groupe de Parent et les domaines structuraux y étant associés;
5. bien que le Complexe de Qaaneq et le Groupe de Parent soient deux ensembles de roches supracrustales semblables, tous deux étant constitués de roches volcaniques cohésives et volcanoclastiques mafiques, certaines différences stratigraphiques sont à noter, telles que la présence accrue de niveaux de roches sédimentaires d’épaisseur plus importante, de même que des bandes de roche volcanique ultramafique dans le Complexe de Qaaneq;
6. l’histogramme des zircons détritiques obtenu dans un paragneiss du Qaaneq (22-TD-2084-A) inclut des pics de population de zircons archéens à 2320 Ma et 2390 Ma (Rochin-Banaga et Davis, comm. pers., 14 novembre 2024), dont la source n’est pas identifiée dans les roches environnantes. L’âge minimal à 1991 Ma obtenu sur cet échantillon est également un peu trop vieux pour être contemporain du dépôt du Groupe de Parent. Ce dernier n’est pas interprété comme une source possible pour les sédiments du Complexe de Qaaneq.

Ces observations suggèrent que ces deux ensembles de roches à dominance volcanique sont bel et bien distincts, mais elles ne permettent pas de discriminer avec certitude la nature du contact entre les deux unités. Plusieurs hypothèses demeurent valides :

1. Le contact correspond à une zone de cisaillement au sein d’un même empilement volcano-sédimentaire continu. La zone de cisaillement aurait permis l’exhumation de roches localisées à un niveau crustal inférieur (Complexe de Qaaneq) et leur juxtaposition à celles d’un niveau crustal superficiel (Groupe de Parent), dans un contexte ressemblant à un complexe métamorphique central (core complex). Les discordances observées seraient internes à un même groupe. Dans cette hypothèse, la Zone de cisaillement de Belleau serait à mouvement normal et les unités situées au sud, dans le Groupe de Parent, seraient descendues par rapport aux unités au nord du Complexe de Qaneeq. Cette hypothèse peut expliquer le saut métamorphique, mais pas le contraste structural avec les structures perpendiculaires ni l’histogramme des zircons détritiques.
2. Un deuxième scénario implique que le contact entre le Groupe de Parent et le Complexe de Qaaneq corresponde à une importante zone de suture entre deux blocs tectoniques distincts.  Cette proposition permettrait d’expliquer le contraste structural, le saut métamorphique et la source exotique des zircons détritiques autour de 2,4 Ga.
3. Finalement, il est possible que le contact corresponde à une discordance où les volcanites du Groupe de Parent, plus jeunes, reposent sur les roches du Complexe de Qaaneq, déjà déformées et métamorphisées. Subséquemment, cette discordance serait oblitérée par une zone de cisaillement lors de l’évènement de déformation affectant toute la région.

Des données additionnelles pour contraindre l’âge relatif entre ces deux blocs volcano-sédimentaires, notamment par des datations plus robustes sur des roches volcaniques des deux unités plutôt que des échantillons métasédimentaires, permettraient une meilleure compréhension des relations possibles.

Des questions demeurent quant à l’alternance d’affinité géochimique observée dans le Groupe de Parent. S’explique-t-elle uniquement par le jeu des failles et les plissements? La présence de deux centres éruptifs distincts pourrait-elle expliquer cette variabilité d’affinité géochimique dans l’empilement? On doit aussi se demander si la prédominance d’une affinité calco-alcaline vers l’ouest du Domaine Nord et davantage tholéiitique vers l’est, selon les connaissances actuelles, pourrait s’expliquer par :

• un modèle à deux centres éruptifs contemporains, mais d’affinité distincte, dont les coulées viendraient se déposer en alternance;

ou

• le fait que l’ensemble des plis du Groupe de Parent plongent faiblement vers l’ouest impliquerait que les strates à l’est soient les plus vieilles et profondes du Groupe par rapport à celles à l’ouest. Ceci est appuyé, en partie, par la prépondérance du faciès des schistes verts à l’ouest, et le fait qu’à l’ouest, les axes de plis mesurés sont moins transposés vers la linéation d’étirement. Tout ceci suggère que la partie ouest du Groupe de Parent représente un niveau moins profond qu’à l’est. Dans cette interprétation, la partie tholéiitique à l’est serait plus vieille et à la base du groupe, tandis que la partie calco-alcaline serait jeune et au sommet du groupe. L’alternance d’affinité observée serait alors expliquée uniquement par le plissement et le jeu des différentes failles.     

La cartographie du Domaine Nord, débutée en 2019, sera bientôt complétée. Une vaste synthèse ayant pour but d’uniformiser les descriptions des diverses unités intrusives à l’échelle régionale et les interprétations structurales est en cours.

Collaborateurs

Auteurs	Thomas Debruyne, géo. thomas.debruyne@mrnf.gouv.qc.ca Myriam Côté-Roberge, géo., M. Sc. myriam.cote-roberge@mrnf.gouv.qc.ca Guillaume Mathieu, ing., géo., M. Sc.
Géochimie	Olivier Lamarche, géo., M. Sc.
Géophysique	Rachid Intissar, géo., M. Sc.
Évaluation de potentiel	Virginie Daubois, géo., M. Sc.
Logistique	Marie Dussault, coordonnatrice
Géomatique	Julie Sauvageau Mor Coumba Ndiaye
Conformité du gabarit et du contenu	François Leclerc, géo., Ph. D.
Accompagnement /mentorat et lecture critique	James Moorhead, géo., M. Sc. François Leclerc, géo., Ph. D.
Organisme	Direction générale de Géologie Québec, Ministère des Ressources naturelles et des Forêts, Gouvernement du Québec

Remerciements :

Ce Bulletin géologique est le fruit de la collaboration de nombreuses personnes qui ont activement pris part aux différentes étapes de la réalisation du projet. Nous soulignons la contribution des ingénieurs en géologie Antoine Ouellet et Charles Lemieux, ainsi que l’excellent travail des étudiants Hugo Chareton, Catherine Daigneault, Gabriel Guérin-Legault et Jessica Paradis. Nous remercions le cuisinier Robin Desbiens, les infirmières Lysanne Bélisle et Monica Gosselin, de même que les hommes de camp Marc Thivierge et Claude Thivierge. Le transport sur le terrain a été assuré par la compagnie Héli-Boréal Inc. Les pilotes Raphaël Dumas, David Saupique et Félix Labelle et les mécaniciens Michel Beaulieu et Justin Rainville ont accompli leur travail avec efficacité et professionnalisme. Nous aimerions remercier Julie Vallières pour son aide précieuse, ainsi que Marc-Antoine Vanier et Carl Bilodeau pour leur implication et l’agréable cohabitation.

Références

Publications du gouvernement du Québec

Autres publications