Étude métallogénique des pegmatites lithinifères de la région de La Motte–La Corne dans la ceinture de roches vertes de l’Abitibi, Québec, Canada

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 L’Essentiel

 

Dans la région de La Motte–La Corne, les pegmatites sont généralement associées aux filons d’aplite et de quartz fumé dans des proportions variées. L’ensemble représente une roche composite formant des dykes et des dômes à texture variablement litée, aplitique, porphyrique à équigranulaire et comprenant généralement quatre associations minérales, à savoir : 1) Pl₁ + F-K₁ + Qtz₁, 2) Pl₂ + F-K₂ + Qtz₂ ± Spd₁ ± Grt ± Ms₁, 3) Qtz₃ ± Spd₂ ± Ms₂ et 4) Qtz₄ ± Ms₃ ± Ab. Les deux premières associations minérales sont magmatiques, la seconde est magmatique-hydrothermale, tandis que la dernière est hydrothermale. Le spodumène et, accessoirement, la holmquistite sont les principaux minéraux lithinifères permettant de distinguer les aplites-pegmatites qui sont minéralisées de celles qui sont stériles. Il s’agit de roches peralumineuses issues de la fusion partielle de sédiments pélitiques à la base de la croûte. À la suite d’un processus d’accumulation et de différenciation par cristallisation fractionnée dans un réservoir magmatique au niveau de la croûte moyenne, le liquide de fusion semble avoir engendré un magma hydraté riche en éléments fluxants (F, B, P, Cl, etc.) et alcalins (Na, Li, K, Rb, et Cs), dont l’ascension vers la surface et la cristallisation sous forme de dykes et de dômes se sont faites à la faveur de failles transcrustales préexistantes.

 

Introduction : contexte et objectifs

 

Au cours de la dernière décennie, la popularité des batteries à lithium-ion a fait exploser la demande mondiale en lithium. Avec une demande accrue, l’exploration pour de nouvelles découvertes s’est intensifiée. Au Canada, où le potentiel en réserves mondiales de lithium est de 3 % (Ressources naturelles du Canada), le Québec se positionne comme un acteur majeur avec une réserve prouvée de 32 millions de tonnes (Mt) à 1,23 % Li₂O et une réserve probable de 61 Mt titrant à 0,98 % Li₂O (Ibarra-Gutiérrez et al., 2021). La première découverte de gîtes de lithium dans la province a été faite par Chubb en 1942 (Derry, 1950), mais ce n’est qu’entre 1955 et 1965 que la première mine du nom de Québec Lithium (actuellement Lithium Amérique du Nord) est devenue opérationnelle, avec une production de 907 200 tonnes de minerai à 1,4 % Li₂O (Lavery et al., 2010). Après une reprise sporadique en 2017 pendant laquelle les réserves de la mine étaient estimées à 20,5 Mt à 0,93 % Li₂O, cette mine est à nouveau opérationnelle depuis 2023.

L’étude des gîtes de lithium de la région dans la région de La Motte–La Corne, à quelques dizaines de kilomètres au nord de Val-d’Or, s’inscrit pleinement dans la stratégie minérale du gouvernement du Québec pour les minéraux critiques et stratégiques. Elle vise à comprendre l’histoire des pegmatites lithinifères de la zone, dans leur genèse et leur évolution afin de définir un modèle métallogénique pouvant être testé ailleurs.

 

Méthode de travail

Travaux antérieurs

 

Le tableau ci-dessous présente une liste des travaux réalisés dans le secteur à l’étude depuis 1923. Il inclut aussi les références citées dans le rapport. Une liste plus exhaustive est disponible dans la base de données documentaire EXAMINE.

 

Travaux antérieurs dans la région d’étude

Auteur(s)	Type de travaux	Contribution
Pilote et al., 2017, 2018, 2019	Cartographie à l’échelle 1/20 000	Travaux de cartographie détaillés
Ayer et al., 2002; Thurston et al., 2008	Stratigraphie de l’Abitibi	Description des assemblages stratigraphiques
Hawley, 1931; Boily et al., 1989; Boily, 1992, 1995; Ste-Croix et Doucet, 2001; Boily et Gosselin, 2012	Étude des minéralisations de lithium et des métaux de haute technologie	Études géochimiques, pétrographiques, isotopiques
Feng et Kerrich, 1991; Davis et al., 2005; Goutier et Melançon, 2010; David, 2019; Davis, 2022	Datations U-Pb sur zircon	Géochronologie
Chown et al., 1992; Mueller et al., 1996a, 1996b; Daigneault et al., 2002	Analyse structurale	Géologie structurale, contexte tectonique, modèle géodynamique
Powell et al., 1995a; 1995b	Datation 40Ar/39Ar, études des assemblages métamorphiques	Définition des conditions du métamorphisme

Contexte géologique

Géologie régionale

La région de La Motte–La Corne fait partie de la ceinture archéenne de roches vertes de l’Abitibi, dans la Province du Supérieur du Québec. D’orientation générale est-ouest, cette ceinture est constituée de roches sédimentaires datées entre ~2705 Ma et 2670 Ma (Ayer et al., 2002; Davis, 2002; Davis et al., 2005) et de roches volcaniques ultramafiques, mafiques et felsiques dont l’âge varie entre ~2799 Ma et ~2695 Ma (Goutier et Melançon, 2010). Cet ensemble représentant plusieurs cycles volcano-sédimentaires a été subdivisée en une Zone volcanique Nord (ZVN) datant de 2799 à 2705 Ma et en une Zone volcanique Sud (ZVS) de 2715 à 2697 Ma (e.g., Chown et al., 1992; Daigneault et al., 2002). Les séquences volcano-sédimentaires dans les deux zones sont coupées par une série de plutons syntectoniques à post-tectoniques, de type dioritique à tonalitique, dont l’âge varie entre ~2713 et ~2639 Ma (Goutier et Melançon, 2010).

La ZVN et la ZVS sont séparées par la Faille transcrustale de Destor-Porcupine-Manneville (Chown et al., 1992; Mueller et al., 1996a, 1996b; Daigneault et al., 2002; Thurston et al., 2008). Cette faille est considérée comme une zone de chevauchement marquant la collision N-S entre des arcs volcaniques (e.g., Mueller et al., 1996b), et qui a par la suite enregistré des mouvements décrochants. La tectonique compressive N-S attribuable à une phase de déformation D₂ est illustrée par des antiformes P₂ d’axe E-W et à cœur intrudé par des plutons syntectoniques à tardi-tectoniques. Des structures d’une phase de déformation précoce (D₁) ont été localement documentées (Daigneault et al., 1990). Le métamorphisme régional qui a accompagné cette évolution tectonique est prograde et rétrograde entre le faciès des schistes verts inférieurs et le faciès des amphibolites (Powell et al., 1995a, 1995b). Un métamorphisme de contact est aussi observé autour des plutons.  

 

Géologie locale

Le secteur d’étude se trouve dans la ZVS de la ceinture de roches vertes de l’Abitibi. Les roches volcano-sédimentaires qui la constituent correspondent aux formations de Jacola, de La Motte-Vassan, de Dubuisson et de Caste dans le Groupe de Malartic. Le tout est coupé par la Suite plutonique de Preissac-La Corne, dont l’âge de mise en place varie de ~2672 Ma à ~2640 Ma (voir Boily, 1995 et références). Il s’agit d’un complexe plutonique comprenant des monzonites, tonalites, diorites et granodiorites métalumineux précoces et des intrusions tardives représentées par des monzogranites et des pegmatites peralumineux, ainsi que des filons de quartz associés. Contrairement à la suite précoce datée à ~2678 Ma (David, 2019) dont les affleurements sont répartis à travers le batholite, la suite tardive dont l’âge de mise en place est de ~2640 Ma (Feng et Kerrich, 1991) est représentée par les batholites de Preissac, de La Corne, de La Motte et de Moly Hill (voir Boily, 1995 et références). Des pegmatites mises en place autour de 2630 Ma sont aussi connues (Davis, 2022). La dernière activité intrusive dans la région est représentée par des dykes de diabase d’âge protérozoïque.

 

Roches hôtes

Lithologies

Métabasalte

Les métabasaltes sont des roches massives à grain fin, contenant localement des laves en coussins déformées. Par endroits, des intercalations de roches métasédimentaires volumétriquement secondaires sont observées au sein du métabasalte. Ces roches supracrustales sont polydéformées et intrudées de corps monzogranitiques et granodioritiques. Le contact entre les intrusions et les roches encaissantes est faillé.

Monzogranite et granodiorite

Les batholites de La Corne et de La Motte sont des complexes magmatiques comprenant des monzogranites et granodiorites à grain moyen (≤0,5 cm) et de couleur blanchâtre à grisâtre. Tout comme les batholites auxquels ils sont associés, ces corps magmatiques sont elliptiques à subcirculaires avec un grand axe E-W et une foliation fortement à discrètement marquée.

Association aplite-pegmatite

Des corps d’aplite-pegmatite de 0,05 à 250 m de largeur et de quelques dizaines à centaines de mètres de longueur sont nombreux dans la zone. Il s’agit de roches blanchâtres à rosâtres intrusives dans les basaltes, monzogranites et granodiorites. Généralement, l’association aplite-pegmatite comprend des lits d’aplite, de pegmatite et des filons de quartz fumé d’épaisseur centimétrique à décimétrique (Fig. 1, Fig. 2). Le passage d’une sous-unité à une autre est franc ou diffus et suggère généralement un ordre de mise en place comprenant 1) filon de quartz fumé, 2) aplite et 3) pegmatite. Cependant, des filons de quartz fumé et de pegmatite tardifs sont aussi présents. L’ensemble montre généralement un contact faillé avec les roches encaissantes. Par endroits, l’association aplite-pegmatite surmonte la monzongranite autour de laquelle elle semble former une carapace (Fig. 3). Dans ce cas, le contact entre l’association aplite-pegmatite et la monzogranite est matérialisé par un contraste compositionnel progressif sans structure faillée visible. L’aplite montre un grain fin à moyen (≤0,1-0,5 cm) contre des cristaux centimétriques à décamétriques dans la pegmatite, où l’on observe par endroits des cristaux de feldspath alcalin et de spodumène de >30 cm de taille.

Filons felsiques porphyriques à équigranulaires

Un autre type de roche lithinifère est représenté par des filons felsiques porphyriques à équigranulaires (Fig. 1). Ils sont peu abondants par rapport aux intrusions d’aplite-pegmatite. Il s’agit de roches à grain de taille variable (0,5-1 cm), blanchâtres à rosâtres, formant des filons individuels ou des portions au sein de l’ensemble aplite-pegmatite. Les roches hôtes et les types de contacts correspondants sont les mêmes que ceux des aplites-pegmatites.

Composition minérale

Les métabasaltes sont principalement composés d’amphibole, de chlorite, de plagioclase et de quartz définissant des textures némato-granoblastiques à granolépidoblastiques (Fig. 4). On observe des arcs polygonaux d’amphibole brun pâle à verte (amphibole₁), dont le plan axial est représenté par des amphiboles₂ alignées. L’altération de l’amphibole₁ et de l’amphibole₂ a donné lieu à la formation de lattes orientées de chlorite₁ et de chlorite₂, ainsi que d’abondantes petites lamelles non orientées. Le plagioclase forme des clastes d’albite allongés, discrètement zonés (plagioclase₁) et généralement entourés de petits blastes (plagioclase₂), dont certains sont interstitiels entre les minéraux de la matrice. Le quartz forme des clastes polycristallins (quartz₁) dans une mosaïque de petits blastes (quartz₂) étirés et parallèles à la foliation. Une troisième génération qui prend la forme de cristaux polygonaux (quartz₃) sans orientation préférentielle est également présente par endroits.

Les roches monzogranitiques et granodioritiques sont principalement constituées de plagioclase, de feldspath-K, de quartz, de biotite, d’amphibole et de chlorite définissant une texture granolépidoblastique à lépido-nématogranoblastique (Fig. 5). Le grenat, le sphène et l’épidote sont des minéraux accessoires. Le plagioclase forme des porphyroclastes allongés (plagioclase₁) qui sont entourés de petits cristaux de plagioclase₂ étirés le long de limites irrégulières. Le feldspath potassique se présente aussi en deux générations de cristaux ayant des caractéristiques similaires à celles du plagioclase. L’amphibole se présente sous forme de porphyroclastes zonés (amphibole₁) et de petites amphiboles automorphes à subautomorphes. Le quartz se compose de deux générations (quartz₁ et quartz₂) montrant des habitus similaires. En outre, des domaines de quartz polygonal₃ ont été identifiés. La biotite forme des lamelles fines à trapues, généralement associées aux amphiboles. Localement, l’altération de l’amphibole et de la biotite a conduit à la formation de la chlorite.

Sur la base de leur composition minérale, les roches à textures aplitique, pegmatitique et porphyrique à équigranulaire peuvent être subdivisées en différents faciès : faciès à muscovite; faciès à grenat et muscovite; faciès à grenat, spodumène et muscovite; et faciès à grenat, spodumène, holmquistite et muscovite. Au-delà des minéraux qui les distinguent, chacun de ces faciès contient du plagioclase, du feldspath-K et du quartz dans des proportions variables. Le béryl, la fluorine, la tourmaline, l’épidote, l’apatite, la biotite et les minéraux du groupe columbite-tantalite sont des phases accessoires. Tous ces minéraux définissent des textures porphyriques à équigranulaires (Fig. 6). Ils peuvent être répartis en quatre générations représentées par les associations (Fig. 6, Fig. 7, Fig. 8) : 1) Pl₁ + F-K₁ + Qz₁, 2) Pl₂ + F-K₂ + Qz₂ ± Spd₁ ± Grt ± Ms₁, 3) Qz₃ ± Spd₂ ± Ms₂ et 4) Qz₄ ± Ms₃ ± Ab. La première génération de cristaux forme des inclusions ovoïdes à subarrondies dans du grenat et des phénocristaux de plagioclase. La seconde est une matrice de grains de taille moyenne à grossière qui sont généralement jointifs à des points triples ou montrent des contours réguliers à irréguliers. La troisième association est faite de cristaux interstitiels entre les minéraux de la matrice, tandis que la dernière association correspond à l’altération du plagioclase et/ou du spodumène.

Structures et microstructures

Une foliation composite S₂/S₁ associée à des plis P₂ est présente dans les roches supracrustales, contre une seule foliation S₂ dans les monzogranites et granodiorites. Dans les deux cas, les foliations S₁ et S₂ définies par l’orientation préférentielle des amphiboles, biotites et chlorites sont généralement orientées E-W et montrent un pendage faible à moyen vers le nord (30-40°) dans le flanc nord des batholites, contre un pendage moyen à fort vers le sud (≥45°) dans le flanc sud des intrusions.

Généralement, les corps d’aplite-pegmatite sont rubanés, tandis que les intrusions porphyriques à équigranulaires sont massives (Fig. 9, Fig. 10). Lorsque présent, le rubanement dans ces roches est défini par une alternance de lits d’aplite, de pegmatite et/ou de filons de quartz fumé. Par endroits, les lits d’aplite sont plissés, mais l’ensemble du rubanement est directionnel et montre un pendage abrupt à subvertical dans les dykes, contre un rubanement subhorizontal dans d’autres cas. Des dykes à phénocristaux de spodumène et de feldspaths perpendiculaires aux épontes sont régulièrement observés (Fig. 11). Localement, on observe aussi des filons-couches felsiques dans les charnières de plis P₂ et des filons plissés à trace de plan axial parallèle à S₂.

Une faille normale à vergence nord sépare les roches supracrustales des intrusions dans le flanc nord des batholites de Lamotte et de Lacorne (Fig. 12). De nombreux linéaments géophysiques de direction E-W attribués à des failles majeures sont aussi observés dans la marge nord de ces batholites. Cependant, à l’échelle de l’affleurement, les batholites et leurs roches hôtes sont coupés par de nombreuses failles et joints colmatés par endroits par les dykes d’aplite et pegmatite, dont les principales directions sont NW-SE, NE-SW, E-W et N-S et à directions de pendage variables (Fig. 13, Fig. 14). La plupart des failles sont coulissantes et montrent des stries subhorizontales (Fig. 13). Les observations de terrain montrent que les dykes se sont mis en place le long des failles préexistantes (Fig. 14). La texture en peigne observée dans plusieurs dykes suggère que ces derniers se sont mis en place dans un régime extensif caractérisé par une réactivation des failles préexistantes. Des failles coupant les filons felsiques sont aussi présentes.

Minéralisation

Le spodumène et la holmquistite sont les principaux minéraux de lithium de la zone. Ces minéraux se présentent sous forme de disséminations et de veines dans les roches hôtes. Moins abondante que le spodumène, la homlquistite forme des veines et veinules dans la zone de contact entre les métabasaltes et les intrusions de monzogranite et de granodiorite, mais aussi le long de fractures dans ces intrusions (Fig. 15). Les disséminations quant à elles sont locales dans la monzodiorite et la granodiorite et se trouvent à proximité des dykes felsiques à spodumène qui les coupent (Fig. 16). Dans l’un ou l’autre de ces cas, il s’agit d’un minéral fibreux localement associé à de la hornblende.

Le spodumène forme des cristaux prismatiques de taille centimétrique à métrique dans les intrusions felsiques. Ces cristaux forment des disséminations locales de taille et de forme variées, irrégulièrement réparties dans les corps felsiques hôtes (Fig. 17). Par endroits, il s’agit plutôt de veines de spodumène dont certaines sont concordantes et d’autres discordantes au rubanement magmatique (Fig. 17). En lame mince, les cristaux de spodumène sont soit généralement isolés, soit regroupés au sein d’une matrice quartzo-feldspathique. Ce minéral forme aussi des associations avec le grenat, la muscovite et/ou la holmquistite (Fig. 18). Il correspond généralement à une génération de cristaux automorphes à subautomorphes dont certains montrent une zonation oscillatoire. Cependant, d’autres cristaux moins abondants montrent une couronne autour d’un cœur, suggérant la présence d’au moins deux générations de spodumène (Fig. 18). L’intercroissance de spodumène + quartz caractéristique d’une altération de la pétalite est observée par endroits. L’altération du spodumène avec la formation des associations minérales quartz + muscovite et albite + muscovite est locale (Fig. 8).

Géochimie

Caractéristiques géochimiques des roches

Indépendamment de leurs compositions minérales et de leurs textures, la plupart des pegmatites et aplites de la zone d’étude ont la composition d’un granite, comparativement à un nombre limité d’échantillons dont la composition est celle d’une syénite, d’une granodiorite et d’une monzonite quartzifère (Fig. 19). Il s’agit de roches riches en silice (64,65-79,64 % SiO₂) et en aluminium (10,61-24,88 % Al₂O₃), indiquant des teneurs fortement contrastées en alcalins (Na₂O + K₂O = 4,39-11,74 %), lithium (12-22 500 ppm Li), césium (0,4-431 ppm Cs), rubidium (5-3130 ppm Rb), strontium (5-285 ppm Sr), béryllium (5-428 ppm Be), baryum (1,5-404 ppm Ba) et en éléments des terres rares (2,16-83,13 ppm ƩREE). Généralement, les fortes teneurs en lithium (Li ≥ 1000 ppm) correspondent aux fortes teneurs en SiO₂ (≥70 %) des faciès à spodumène, tandis que les faibles concentrations lithinifères (Li ≤ 100 ppm) correspondent au faciès à grenat et à muscovite. Toutes ces roches sont majoritairement sodiques (Na₂O/K₂O = 1,29-546) contre une infime minorité d’échantillons potassiques (Na₂O/K₂O = 0,29-0,95). L’indice de saturation en aluminium correspondant (ASI = Al/[Ca + Na + K]) moléculaire; Shand 1947, Zen, 1988) est celui des roches peralumineuses avec des valeurs de 1,51 à 3,59. L’indice magnésien Mg# (MgO/[MgO+FeO^tot]), très faible (<0,2), est comparable à celui des roches issues de la fusion crustale. En effet, le diagramme Al₂O₃/TiO₂ – CaO/Na₂O (Fig. 19) montre que ces roches proviennent de protolithes de type pélitique.

En outre, les aplites et pegmatites étudiées se caractérisent par des faibles teneurs en MgO (≤0,21 %), CaO (<1 %), TiO₂ (≤0,04 %), Fe₂O₃^T– (0,52,36 %), Sr (<300 ppm) et Yb (<7 ppm) et des ratios contrastés de K/Rb -(7,81-49,80), La/Sm (0,29-4), Rb/Sr (0,00-68,71), Zr/Hf (2,05-40,00) et Gd/Yb (1,15-3160), Th/Y (0,07-16,72), Sr/Y (0,28-968) et La/Yb (1,291060). Sur diagrammes binaires, les teneurs en Li varient généralement en sens inverse des concentrations en Na₂O + K₂O, CaO, MgO, MnO et TiO₂ (Fig. 20). Cependant,, les teneurs en Li semblent généralement augmenter avec les concentrations en SiO₂, Al₂O₃ et en Cs suivant deux principales tendances de différenciation magmatique (Fig.12e, 12f). Plusieurs séries magmatiques discrètes sont aussi indiquées par les diagrammes Ba-Rb, Ta-Nb et Th-Zr (Fig. 20). Toutes ces variations sont compatibles avec la cristallisation fractionnée d’un magma issu de plusieurs sources ou d’une source hétérogène. Le spectre des éléments des terres rares correspondant est subhorizontal à légèrement incliné vers la droite et montre des teneurs atteignant 100 fois le niveau normalisé des chondrites. On note une anomalie négative prononcée en Eu (Eu* -= 00,76) et un appauvrissement différentiel en terres rares lourdes (Fig. 21). Le diagramme multiélément correspondant montre un enrichissement en Ta, Sm et Hf et des anomalies négatives en Zr et en Tl (Fig. 21).

Chimie des minéraux

Feldspaths

Les données représentatives de l’analyse des feldspaths dévoilent des compositions variables et correspondent à l’orthoclase (%Or = 86-98) et à l’albite (%Ab = 88-99).  L’orthoclase a un maximum d’albite de 12 % et montre des teneurs contrastées en Li (23-583 ppm), Rb (20-9996 ppm), Cs (0,75-328,77 ppm) et un enrichissement en Ta (15-53 ppm), Sm (2-20 ppm), Gd (9-32 ppm) et en Dy (1-9 ppm). Le ratio K/Rb est variable avec magnitude de l’ordre 30,46 dans des dykes aplitiques et porphyritiques à spodumène. Le diagramme binaire Cs-Rb suggère que l’orthoclase a cristallisé du mélange d’au moins deux magmas.

L’albite montre des teneurs variées remarquables en Li (0-3958 ppm), Rb (0,5-7725 ppm), Cs (0,40-326,17 ppm), Ta (0,05-186,26 ppm), en terres rares intermédiaires Gd (0,37-48 ppm), Tb (0,04-52,71 ppm) et en terres rares lourdes (e.g., Yb : 0-77,36 ppm). Les valeurs du ratio K/Rb sont fortement contrastées (10,12-1383,89) indépendamment du type de roche. Le diagramme Cs-Rb correspondant suggère également une cristallisation à partir du mélange d’au moins deux magmas.

Muscovite

Les données obtenues de l’analyse de la muscovite montrent des teneurs variables, mais particulièrement élevées en FeO (3,94-6,54 %) dans les dykes porphyritiques stériles, en F (0,36-0,76 ppm) dans les pegmatites à spodumène et des valeurs très contrastées en B (16,34-153,04 ppm) dans les pegmatites stériles. En revanche, l’intervalle des teneurs en Li est presque le même pour la muscovite des pegmatites stériles et les dykes porphyritiques à spodumène d’une part (372,88-854,27 ppm) et pour les dykes aplitiques à spodumène et les pegmatites minéralisées (945,63-3067,35 ppm) d’autre part. En général, le ratio K/Rb décroit progressivement des pegmatites sans spodumène (146,77-10,73) aux faciès porphyrique à spodumène (12,02-7,34), où des ratios élevés (435,07) sont ponctuellement observés. Cette relation implique que les pegmatites sans spodumène sont primitives, tandis que les dykes porphyriques à spodumène sont les plus différenciés. Toutefois, pour toutes ces roches, le ratio K/Rb montre une corrélation négative avec les teneurs en Cs (0,91-1210,49 ppm), Tl (11,84-67,26 ppm), Al (46603,84-187945,87 ppm) et Ga (28,00-424,57 ppm), tandis que le ratio K/Rb augmente généralement avec les teneurs en Sr (0,14-21,47 ppm).  Ces corrélations sont compatibles avec la classification de Cerný and Burt (1984). Sur le diagramme Li-K/Rb, tous les échantillons étudiés se projettent majoritairement dans l’intersection des champs de pegmatites à spodumène et des pegmatites du type Mozambique (Fig. 22). En revanche, le diagramme Tl-K/Rb montre que toutes ces roches correspondent aux pegmatites à lépidolite (Fig. 22).

Grenat

Les analyses du grenat montre des compositions variables en MnO (10,56-43,64 %), FeO (0,25-26,07 %), CaO (0,16-3,15 %) et MgO (0,00-0,21 %) définissant de spessartine (18,71-99,89 mol %) riche en almandin (0-78,78 mol %) et contenant de faibles proportions de grossulaire (0,30-9,35 mol %) et de pyrope (0-0,89 mol %) dans tous les types de roches (Fig. 23). Les plus fortes concentrations en CaO et en MgO correspondent aux grenats des roches aplitiques et pegmatitiques à spodumène, alors que les grenats les plus pauvres en MnO sont ceux des aplites à spodumène. Dans tous les cas, les teneurs en MnO décroissent généralement du cœur vers la bordure et définissent une zonation inverse typique des grenats magmatiques. En revanche, les concentrations en CaO, MgO et FeO, ainsi que les teneurs en Y, Th, U, Zr et terres rares, sont généralement croissantes du cœur vers la bordure des grenats. Le spectre des terres rares correspondant permet de définir deux populations de grenats, représentant vraisemblablement deux phases magmatiques. L’une des populations correspond à un spectre relativement symétrique par rapport à une anomalie négative modérée en Eu et un appauvrissement léger en terres rares lourdes. Par contre, l’autre population de grenats se caractérise par un spectre asymétrique montrant une anomalie négative et une anomalie positive prononcées en Eu et en Sm, respectivement, ainsi qu’un fractionnement léger en terres rares lourdes (Fig. 24).

Spodumène

Les analyses à la microsonde montrent que le spodumène a une composition stœchiométrique presque idéale. Il contient des quantités variables de FeO (0,01-4,29 %; 0,003-0,17 apfu), Na₂O (0,17-5,443 %; 0,001-0,333 apfu), CaO (0-2,73 %; 0-0,12 apfu) et de MnO (0,0-33,42 %; 0-1,170 apfu), indépendamment du type de roche. Selon Filip et al. (2006), le spodumène pauvre en fer (Fe ≤ 0,332 %; ≤0,009 apfu) est généralement secondaire et/ou hydrothermal, comparé au spodumène primaire riche en FeO (>0,33 %). Les teneurs variables en Na₂O suggèrent la présence de traces d’aégirine et de jadéite, avec des teneurs en Na₂O > 0,513 wt% interprétées comme étant caractéristiques de la jadéite dans du spodumène formé sous haute pression (Filip et al., 2006). Ces caractéristiques chimiques suggèrent que le spodumène dans la zone d’étude correspond à au moins deux phases de minéralisation, dont l’une a eu lieu dans des conditions de haute pression.

Béryl

Une analyse couplée à la microsonde et à l’ablation laser montre que le béryl est chimiquement composé de FeO (0,40-1,31 wt%), Na₂O (2,16-2,38 wt%), K₂O (0,02-0,05 wt%), Li₂O (1,06-1,09 wt%), Cs (4182,83-4516,16 ppm) et Rb (996,46-1053,69 ppm). Les données stœchiométriques correspondantes Na + K + Cs +Rb (0,400-0,421 apfu), Fe + Mg (0,036-0,155 apfu), Na/Li (0,966-1,048), Li (0,376-0,383 apfu) et Cs (0,017-0,018 apfu) suggèrent que ce minéral appartient aux groupes des béryls alcalins fortement ferromagnésiens, mais pauvres en Li et Cs.

Profondeurs de cristallisation

Le géobaromètre du quartz normatif de Yang (2017) a été utilisé pour estimer la profondeur de cristallisation des pegmatites et roches associées. Quatre principales valeurs de pression de 8,2 ±0,2 kbar (n = 5), 6,6 kbar (n = 2), 2,1 ±0,4 kbar (n = 10) et 0,6 kbar (n = 2) sont indiquées. Pour une densité crustale moyenne de 2,7 g.cm^-3 et une accélération gravitationnelle (g) de 9,8 m/s², ces pressions correspondent respectivement à des profondeurs de 31 ±1 km, de 25 km, de 8 ±2 km et de 2 km. Cela suggère une cristallisation progressive du magma parent depuis la base de la croûte jusqu’au niveau superficiel de mise en place des pegmatites et des roches associées.

Discussion

Origine des aplites-pegmatites et relations génétiques avec les batholites

L’origine métasédimentaire des magmas parents des pegmatites et aplites échantillonnées est en accord avec la valeur élevée de l’indice ACNK (1,5-3,6) et la présence de minéraux riches en aluminium (muscovite, grenat), qui suggèrent qu’il s’agit de roches de type S (e.g., Chappell, 1999; Fei et al., 2015). La faible valeur du ratio K/Rb (7,8-49,8) et les faibles teneurs en Yb (˂2 ppm) et en Sr (<350 ppm) correspondantes montrent que ces roches sont issues de magmas très évolués générés dans des conditions granulitiques de moyenne pression avec formation d’une restite riche en plagioclase, pyroxène et plus ou moins en grenat (voir Zhang et al., 2006; Yang et al., 2019).

Dans les suites plutoniques de la région de La Motte–La Corne, les monzogranites à muscovite ± grenat encore appelées « suite H » de la suite tardive (Rive et al., 1990; Boily, 1992, 1995; Boily et Gosselin, 2012) représentent la phase intrusive dont les caractéristiques géochimiques se rapprochent le plus de celles des aplites et des pegmatites (Fig. 16). Ainsi, les deux types de roches semblent provenir de la même source crustale (Fig. 25). En revanche, la suite précoce granodioritique qui indique des ratios CaO/Na₂O élevés (>0,3) et des teneurs fortes en Sr (>400 ppm), mais faibles en Yb (<2ppm) (Fig. 25) semble provenir de la fusion partielle d’une source asthénosphérique (Feng et Kerrich, 1992; Mulja, 1994) contenant du grenat résiduel, mais sans plagioclase, dans des conditions de hautes pressions (Martin et al., 2005; Zhang et al., 2006). Les monzogranites à muscovite ± grenat constituent l’essentiel des plutons de Preissac et de Moly Hill, mais se localisent dans la bordure des batholites de La Motte et de La Corne (e.g., Boily, 1992, 1995; Boily et Gosselin, 2012). Les pegmatites et roches associées se trouvent quant à elles aussi bien à l’intérieur que dans la bordure des différents plutons qu’elles coupent. Les aplites et pegmatites lithinifères représentent donc les dernières injections de la suite magmatique tardive (Boily, 1995).

Évènements de minéralisation en lithium

Il est communément admis que le lithium a tendance à se concentrer dans des magmas les plus différenciés représentés par les pegmatites et roches associées, dans lesquelles cristallisent les minéraux lithinifères. En dehors de cette origine magmatique généralement définie sur la base des caractéristiques texturales, il a également été prouvé expérimentalement que ces minéraux peuvent cristalliser à partir de fluides hydrothermaux (e.g., Li et al., 2013).

Dans la région de La Motte–La Corne, trois évènements de minéralisation lithinifères peuvent être définis. Le premier évènement est magmatique et représenté par du spodumène (spodumène 1) disséminé dans les pegmatites et roches associées, où il est généralement en équilibre textural avec l’association minérale plagioclase + quartz + muscovite + grenat + orthose. Les cristaux automorphes à subautomorphes de spodumène correspondants montrent localement une zonation magmatique caractéristique. Les fortes teneurs en Fe (FeO > 0,33 %) et en Na (Na₂O > 0,513 %) sont attribuées à ce spodumène (Filip et al., 2006), qui semble avoir cristallisé dans des conditions de haute pression.

Comme le premier évènement de minéralisation, le second se caractérise par la cristallisation du spodumène (spodumène 2) comme principal minéral lithinifère. Contrairement au premier cas, ce spodumène forme des cristaux subautomorphes à xénomorphes, non zonés et pauvres en Fe (FeO ˂ 0,33 %). Dans les pegmatites et roches associées, le spodumène magmatique coexiste avec le spodumène 2. Son mode d’occurrence sous forme de veines montre qu’il est d’origine hydrothermale (Fig. 25).

Le troisième évènement est aussi hydrothermal et se caractérise par la cristallisation de la holmquistite. Cette dernière se présente sous forme de disséminations et de veines dans les roches encaissantes et le long des fractures, respectivement (Fig. 15, Fig. 16). L’altération du spodumène et du plagioclase variablement enregistrée dans les pegmatites et les roches associées est attribuée à cet évènement de minéralisation hydrothermale ainsi qu’au précédent.

Modèle métallogénique

La différence de profondeur des sources magmatiques discutée plus haut pour les suites plutoniques de la région de La Motte–La Corne suggère que la magmatogénèse de la suite précoce a occasionné une remontée asthénosphérique à l’origine de la fusion crustale et de la genèse des magmas parents de la suite tardive. Les âges de mise en place (~2675-2640 Ma; Feng et Kerrich, 1991) et les relations d’intersection entre les différentes roches plutoniques qui en ont résulté dénotent de l’intermittence du chargement et de la vidange d’un réservoir magmatique infracrustal à partir duquel les différents plutons, y compris les pegmatites et roches associées, se sont successivement mis en place dans la croûte supérieure.

Les pegmatites lithinifères sont généralement attribuées soit à la cristallisation d’un magma issu directement de la fusion partielle de la croûte (métasédiments), soit de la cristallisation d’un magma différencié comagmatique d’un granite fertile (voir London, 2018 et références). Toutefois, plusieurs mécanismes d’évolution des magmas parents menant à la formation des pegmatites sont décrits dans la littérature (voir Simmons et Karen, 2008; Gourcerol et al., 2019). Troch et al. (2022) résument ces différentes interprétations en trois principaux modèles génétiques :

• Modèle de précipitation à partir d’un liquide de fusion hydraté et des fluides magmatiques

  • C’est un modèle à deux phases d’après lequel les pegmatites se forment en trois étapes dans un système clos de la transition magmatique-hydrothermale. Il y’a d’abord cristallisation du liquide aqueux seul, puis cristallisation simultanée dudit liquide et des fluides à l’état supercritique et, enfin, cristallisation des fluides à l’état supercritique après épuisement du liquide de fusion.

• Modèle de précipitation à partir d’un bain silicaté à refroidissement différentiel

  • Ce modèle est basé sur les variations texturales des pegmatites qui seraient liées à la forte viscosité et à la faible diffusivité des magmas parents. Il suppose un enrichissement du front de refroidissement en éléments fluxants (F, B, Li, P, H₂O, etc.) qui réduisent localement la viscosité en augmentant la diffusivité des éléments; ce qui favorise une croissance rapide des minéraux. La saturation en eau du système n’est pas nécessaire et serait même improbable.

• Modèle de précipitation à partir d’un bain silicaté aqueux en une seule phase

  • Ce modèle est valable pour des pegmatites associées à un granite fertile. Il s’appuie sur la miscibilité entre l’eau et le liquide silicaté dans des conditions de hautes températures et pressions dans le toit d’un réservoir magmatique où se forme un liquide supercritique. Une telle miscibilité est favorisée par un enrichissement en éléments fluxants (F, Li, B, P, H₂O, etc.) et les éléments alcalins (Na, Li, K, Rb, et Cs) qui réduisent la viscosité (jusqu‘à trois fois celle de l’eau) du liquide supercritique en baissant les températures de son solidus. On considère que ce mélange se fait par confinement dans un réservoir magmatique après cristallisation à >70 % du magma source pour former un squelette de cristaux (cristal mush) à porosité réduite.

Les trois principaux modèles résumés ci-dessus ne sont pas mutuellement exclusifs. Ils s’accordent tous sur l’importance des éléments fluxants et d’un magma riche en eau et/ou volatiles dans la formation des pegmatites, ce qui précise le rôle essentiel des fluides hydrothermaux dans la mobilisation des minéralisations. Les veines de muscovite, de quartz fumé et de spodumène observées çà et là sur le terrain, ainsi que les cristaux de plagioclases et de spodumène altérés sont les principaux indicateurs de la présence de l’eau et des processus hydrothermaux ayant intervenus dans la formation des pegmatites et aplites étudiées, comme l’indiquent les diagrammes K/Rb-Nb/Ta (Fig. 25).

Contrairement à la monzogranite du Batholite de La Motte, la monzogranite du Batholithe de La Corne ne montre pas de pegmatites lithinifères en ses bordures. Les pegmatites lithinifères se trouvent plutôt le long des marges de l’intrusion granodioritique et loin de la monzogranite. Ces observations suggèrent que, malgré leurs affinités magmatiques du fait de leur provenance d’une même source, les pegmatites lithinifères et les monzogranites proviennent de réservoirs magmatiques différents. Une autre explication serait que le magma source des monzogranites a été moins différencié que celui des pegmatites lithinifères. Sinon, les deux types de roches seraient spatialement associés. Dans tous les cas, des failles transcrustales sont nécessaires pour canaliser les magmas et fluides magmatiques depuis la base de la croûte, jusqu’au niveau crustal de mise en place des plutons (e.g., Glazner et al., 2004; Sparks et al., 2019 et références). La structure d’une faille comprend le cœur de la faille, peu perméable, des zones de dilatation et des zones d’endommagement, plus perméables, où se développent généralement des gîtes métallifères (e.g., Cruden and Weinberg, 2018 et références).

Les dykes de pegmatite et d’aplite de la région de La Motte–La Corne sont encaissés dans des failles. La persistance (quelques dizaines à centaines de mètres) de ces dykes suggère que les failles colmatées ne sont pas d’échelle crustale. En revanche, des failles d’échelle régionale, telles que le système de failles de Manneville et des failles annulaires autour des complexes plutoniques, sont présentes. Ces failles majeures ont été réactivées plus d’une fois avec pour conséquence l’augmentation de la perméabilité dans les épontes. Elles sont donc plus perméables que les failles tardives coupant les complexes plutoniques. Généralement situées non loin (<1 km) des zones minéralisées en lithium de la région de La Motte–La Corne, ces failles majeures sont obliques à subparallèles aux dykes de pegmatite et d’aplite interprétés comme des injections magmatiques dans des zones d’endommagement. Ainsi, la différence de perméabilité entre failles majeures anciennes à synplutoniques et les failles tardives semble expliquer la distribution spatiale des pegmatites et roches associées de la région de La Motte–La Corne avec une préférence pour les bordures des plutons, où la perméabilité est plus forte.

Conclusion

Les pegmatites et aplites de la région de La Motte–La Corne sont des roches à textures porphyriques à isogranulaires comprenant quatre générations de minéraux représentées par 1) Pl₁ + F-K₁ + Qtz₁, 2) Pl₂ + F-K₂ + Qtz₂ ± Spd₁ ± Grt ± Ms₁, 3) Qtz₃ ± Spd₂ ± Ms₂ et 4) Qtz₄ ± Ms₃ ± Ab. Le spodumène, qui est le principal minéral lithinifère de ces roches, permet de distinguer les pegmatites et aplites lithinifères et non lithinifères. Il comprend une génération de cristaux magmatiques et une autre génération d’origine hydrothermale. La holmsquistite est un autre minéral lithinifère d’origine hydrothermale; par contre, celui-ci est généralement logé dans les zones de contact entre les pegmatites et les roches encaissantes. Les caractéristiques géochimiques montrent que les pegmatites et aplites sont principalement des roches granitiques peralumineuses issues de la fusion partielle de métapélites avec formation d’un magma hydraté dans des conditions des granulites de haute pression. Les monzogranites à muscovite et grenat de la région ont des caractéristiques géochimiques similaires, mais leur répartition spatiale par rapport aux pegmatites et aplites lithinifères n’est pas en faveur d’une origine comagmatique de ces deux types d’intrusions. La mise en place sous forme de dykes et de dômes du magma parent des pegmatites et aplites a été favorisée par des failles préexistantes dans lesquelles le liquide de fusion partielle accumulé dans un réservoir magmatique a été injecté en plusieurs séquences. Les zones d’endommagement de failles majeures constituent des zones cibles pour l’exploration de ces roches lithinifères.

 

À retenir pour les prochains travaux d’exploration

À la lumière des observations et discussions qui précèdent, il est recommandé, pour une exploration fructueuse des pegmatites lithinifères dans la région de La Motte–La Corne, de procéder ainsi :

• localiser des plutons peralumineux identifiables sur le terrain par la présence de minéraux alumineux (grenat, muscovite, cordiérite, etc.);
• localiser la faille annulaire autour du pluton et les zones d’endommagement correspondantes;
• identifier les failles régionales et zones d’endommagement correspondantes à proximité des plutons peralumineux;
• rechercher les pegmatites minéralisées dans les zones d’endommagement de ces deux types de failles.

 

Auteurs	Hubert Mvondo, géo., Ph. D. hubert.mvondo@mrnf.gouv.qc.ca
Géochimie	Olivier Lamarche, géo., Ph. D.
Géophysique	Rachid Intissar, géo., M. Sc.
Évaluation de potentiel	Virginie Dubois, géo., M. Sc.
Logistique	Marie Dussault, coordonnatrice
Géomatique	Sylvie Tétreault Kathleen O’Brien
Conformité du gabarit et du contenu	François Leclerc, géo., Ph. D.
Accompagnement /mentorat et lecture critique	Fabien Solgadi, géo., Ph. D.
Organisme	Direction générale de Géologie Québec, Ministère des Ressources naturelles et des Forêts, Gouvernement du Québec

Remerciements :

Ce Bulletin métallogénique est le fruit de la collaboration de nombreuses personnes qui ont activement pris part aux différentes étapes de la réalisation du projet. Nous tenons à remercier les étudiants Zacharie Dagenais, Samuel Savard, Yasmine Souilah et Alexis Primeau-Ouellet. Les échanges et discussions géologiques avec Dr. Louise Corriveau ont été très profitables.

Références

Publications du gouvernement du Québec

BOILY, M., PILOTE, P., RAILLON, H., 1989. LA MÉTALLOGÉNIE DES MÉTAUX DE HAUTE TECHNOLOGIE EN ABITIBI-TÉMISCAMINGUE. MRN; MB 89-29, 118 pages, 1 plan.

BOILY, M., 1992. EXPLORATION DES MÉTAUX DE HAUTE TECHNOLOGIE (Li, Be ET Ta) DANS LES SYSTÈMES GRANITIQUES PERALUMINEUX DE LA RÉGION DE PREISSAC – LA CORNE (ABITIBI). MRN; ET 91-09, 32 pages, 1 plan.

BOILY, M., 1995. PÉTROGÉNÈSE DU BATHOLITE DE PREISSAC-LACORNE : IMPLICATIONS POUR LA MÉTALLOGÉNIE DES GISEMENTS DE MÉTAUX RARES. MRN; ET 93-05, 79 pages.

BOILY, M., GOSSELIN, C., 2012. The main types of rare metal mineralization (Y-Zr-Nb-Ta-Be-Li-REE) in Québec. MRNF; ET 2012-01, 45 pages.

 

DAVID, J., 2019. Datations U-Pb dans les provinces du Supérieur et de Churchill effectuées au GEOTOP en 2014-2015. MERN, GEOTOP; MB 2019-03, 24 pages.

DAVIS, D. W., 2022. Rapport sur les datations U-Pb de roches du Québec 2019-2020. UNIVERSITY OF TORONTO, MERN; MB 2021-03, 192 pages.

DAVIS, D. W., DAVID, J., DION, C., GOUTIER, J., BANDYAYERA, D., RHEAUME, P., ROY, P., 2005. Datations U-Pb effectuées en support aux travaux de cartographie géologique et de compilation géoscientifique du SGNO (2003-2004). MRNF; RP 2005-02, 20 pages.

GOUTIER, J., MELANCON, M., 2010. COMPILATION GÉOLOGIQUE DE LA SOUS-PROVINCE DE L’ABITIBI (VERSION PRÉLIMINAIRE). MRNF; RP 2010-04, 1 page, 2 plans.

HAWLEY, J. E., 1931. GISEMENTS D’OR ET DE CUIVRE DES CANTONS DE DUBUISSON ET BOURLAMAQUE, COMTE D’ABITIBI, PARTIE C. MRN; RASM 1930-C1, 114 pages, 2 plans.

PILOTE, P., LACOSTE, P., BEDEAUX, P., 2017. Géologie ? Lac Fiedmont. MERN; CG-2016-15, 2 plans.

PILOTE, P., DAIGNEAULT, R., MOORHEAD, J., 2018. Géologie de la région de Barraute Ouest, Sous-province de l’Abitibi, région de l’Abitibi-Témiscamingue, Québec, Canada. MERN; BG 2018-05, 2 plans.

PILOTE, P., MARLEAU, J., DAVID, J., 2019. Géologie de la région de Barraute, Sous-province de l’Abitibi, région de l’Abitibi-Témiscamingue, Québec, Canada. MERN; BG 2019-06, 2 plans.

 

Autres publications

AYER, J., AMELIN, Y., CORFU, F., KAMO, S., KETCHUM, J., KWOK, K., TROWELL, N., 2002. Evolution of the southern Abitibi greenstone belt based on U-Pb geochronology: autochthonous volcanic construction followed by plutonism, regional deformation and sedimentation. Precambrian Research; volume 115, pages 62-95. doi.org/10.1016/S0301-9268(02)00006-2

CERNY, P., BURT, D.M., 1984. Paragenesis, crystallochemical characteristics, and geochemical evolution in micas in granite pegmatite. In: Micas (Bailey, S.W., editor). Reviews in Mineralogy; volume 13, pages 257–297.

CHAPPELL, B.W., 1999. Aluminum saturation in I- and S-type granites and the characterization of fractionated haplogranites. Lithos; volume 46, pages 535–551. doi.org/10.1016/S0024-4937(98)00086-3

CHOWN, E.H., DAIGNEAULT, R., MUELLER, W, MORTENSEN, J.K., 1992. Tectonic evolution of the Northern Volcanic Zone, Abitibi Belt, Quebec. Canadian Journal of Earth Sciences; volume 29, pages 2211-2225. doi.org/10.1139/e92-175

CRUDEN, A.R., WEINBERG, R.F., 2018. Chapter 2 – Mechanisms of Magma Transport and Storage in the Lower and Middle Crust—Magma Segregation, Ascent and Emplacement. In: Volcanic and Igneous Plumbing Systems (Burchardt, S., editor). Elsevier, pages 13-53. doi.org/10.1016/B978-0-12-809749-6.00002-9

DAIGNEAULT, R., ALLARD, G.O., ST-JULIEN, P., 1990. Tectonic evolution of the northeast portion of the Archean Abitibi greenstone belt, Chibougamau area, Quebec. Canadian Journal of Earth Sciences; volume 27, pages 1714-1736. doi.org/10.1139/e90-178

DAIGNEAULT, R., MUELLER, W.U., CHOWN, E.H., 2002. Oblique Archean Subduction: accretion and exhumation of an oceanic arc during dextral transpression, Southern Volcanic Zone, Abitibi Subprovince, Canada. Precambrian Research; volume 115, pages 261-290. doi.org/10.1016/S0301-9268(02)00012-8

DAVIS, D.W., 2002. U-Pb geochronology of Archean metasedimentary rocks in the Pontiac and Abitibi subprovinces, Quebec, constraints on timing, provenance and regional tectonics. Precambrian Research; volume 115, pages 97-117. doi.org/10.1016/S0301-9268(02)00007-4

DERRY, D.R., 1950. Lithium-bearing pegmatites in northern Quebec. Economic Geology; volume 45, pages 95-104. doi.org/10.2113/gsecongeo.45.2.95

FEI, G., ZHOU, X., DUO, J., ZHOU, Y., WEN, C.Q., WEN, Q., HE, Y., HUO, Y., YANG, Z., ZHANG, J., LIU, H., 2015. Zircon U-Pb age and geochemical characteristics of ore-bearing granodiorite porphyry in the Duobuza porphyry copper deposit, Tibet. Journal of the Geological Society of India; volume 86, pages 223–232. doi.org/10.1007/s12594-015-0302-8

FENG, R., KERRICH, R., 1991. Single zircon age constraints on the tectonic juxtaposition of the Archean Abitibi greenstone belt and Pontiac subprovince, Quebec, Canada. Geochimica et Cosmochimica Acta; volume 55, pages 3437-3441. doi.org/10.1016/0016-7037(91)90502-V

FENG, R., KERRICH, R., 1992. Geochemical evolution of granitoids from the Archean Abitibi Southern Volcanic Zone and the Pontiac subprovince. Superior Province, Canada: Implications for tectonic history and source regions. Chemical Geology; volume 98, pages 23-70. doi.org/10.1016/0009-2541(92)90090-R

FILIP, J., NOVÁK, M., BERAN, A., ZBORǏL, R., 2006. Crystal chemistry and OH defect concentrations in spodumene from different granitic pegmatites. Physics and Chemistry of Minerals; volume 32, pages 733-746. doi.org/10.1007/s00269-005-0051-0

GLAZNER, A.F., BARTLEY, J.M., COLEMAN, D.S., GRAY, W., TAYLOR, R.Z., 2004. Are plutons assembled over millions of years by amalgamation from small magma chambers? GSA Today; volume 14, pages 4-11.

GOURCEROL, B., GLOAGUEN, E., MELLETON, J., TUDURI, J., GALIEGUE, X., 2019. Re-assessing the European lithium resource potential – A review of hard-rock resources and metallogeny. Ore Geology Reviews; volume 109, pages 494-519. doi.org/10.1016/j.oregeorev.2019.04.015

IBARRA-GUTIÉRREZ, S., BOUCHARD, J., LAFLAMME, M., KONSTANTINOS, F., 2021. Perspectives of Lithium Mining in Quebec, Potential and Advantages of Integration into a Local Battery Production Chain for Electric Vehicles. Materials Proceedings; volume 5, page 33. doi.org/10.3390/materproc2021005033

LAVERY, M.E., STONE, M., 2010. Quebec Lithium property, La Corne township, Quebec. Technical report, Canadian Lithium Corp, 179 pages.

LI, J.K., CHOU, I.-M., YUAN, S., BURRUS, R.C., 2013. Observations on the crystallization of spodumene from aqueous solutions in a hydrothermal diamond anvil cell. Geofluids; volume 13, pages 467–474. doi.org/10.1111/gfl.12048

LONDON, D., 2018. Ore-forming processes within granitic pegmatites. Ore Geology Reviews; volume 101, pages 349–383. doi.org/10.1016/j.oregeorev.2018.04.0202

MARTIN, H., SMITHIES, R.S., RAPP, R., MOYEN, J.F., CHAMPION, D., 2005. An overview of adakite, tonalite-trondhjemite-granodiorite (TTG), and sanukitoid: relationships and some implications for crustal evolution. Lithos; volume 79, pages 1-24. doi.org/10.1016/j.lithos.2004.04.048

MUELLER, W.U., DAIGNEAULT, R., MORTENSEN, J.K., CHOWN, E.H., 1996a. Archean terrane docking: upper crust collision tectonics, Abitibi greenstone belt, Quebec, Canada. Tectonophysics; volume 265, pages 127-150. doi.org/10.1016/S0040-1951(96)00149-7

MUELLER, A.G., CAMPBELL, I.H., SCHIOTTE, L., SEVIGNEY, J.H., LAYER, P.W., 1996b. Constraints on the age of granitoid emplacement, metamorphism, gold mineralization, and subsequent cooling of the Archean greenstone terrane at Big Bell, Western Australia. Economic Geology; volume 91, pages 896-915. doi.org/10.2113/gsecongeo.91.5.896

MULJA, T., 1995. Magmatic and hydrothermal processes in rare-earth-element granite-pegmatite systems: the Preissac-Lacorne batholith Quebec, Canada. McGill University; Ph.D. thesis, 370 pages. Source

POWELL, W.G., HODGSON, C.J., HANES, J.A., CARMICHAEL, D.M., McBRIDE, S., FARRAR, E., 1995. ⁴⁰Ar/³⁹Ar geochronological evidence for multiple post metamorphic hydrothermal events focused along faults in the southern Abitibi greenstone belt. Canadian Journal of Earth Sciences; volume 32, pages 768-786. doi.org/10.1139/e95-066

POWELL, W.G., CARMICHAEL, D.M., HODGSON, C.J., 1995. Conditions and timing of metamorphism in the southern Abitibi greenstone belt, Quebec. Canadian Journal of Earth Sciences; volume 32, pages 787-805. doi.org/10.1139/e95-067

RIVE, M., PINTSON, H., LUDDEN, J.N., 1990. Characteristics of Late Archean plutonic rocks from the Abitibi and Pontiac Subprovinces, Superior Province, Canada. In: The Northwestern Quebec Polymetallic Belt. (Rive, P., Verpaelst, P., Gagnon, J., Lulin, J.M., Riverin, G., Simard, A., editors). Canadian Institute of Mining and metallurgy; Special Volume 43, pages 65-76.

SHAND, J., 1947. Eruptive Rocks. Third Edition, Cambridge University Press, 488 pages.

SIMMONS, W.B., WEBBER, K.L., 2008. Pegmatite genesis: state of the art. European Journal of Mineralogy; volume 20, pages 421-438. doi.org/10.1127/0935-1221/2008/0020-1833

SPARKS, R.S.J., ANNEN, C., BLUNDY, J.D., CASHMAN, K.V., RUST, A.C., JACKSON, M.D., 2019: Formation and dynamics of magma reservoirs. Philosophical Transactions of the Royal Society A; volume 377, paper 20180019. doi.org/10.1098/rsta.2018.0019

THURSTON, P.C., AYER, J.A., GOUTIER, J., HAMILTON, M.A., 2008. Depositional Gaps in Abitibi Greenstone Belt Stratigraphy: A Key to Exploration for Syngenetic Mineralization. Economic Geology; volume 103, pages 1097-1134. doi.org/10.2113/gsecongeo.103.6.1097

TROCH, J., HUBER, C., BACHMANN, O., 2022. The physical and chemical evolution of magmatic fluids in near-solidus silicic magma reservoirs: Implications for the formation of pegmatites. American Mineralogist; volume 107, pages 190–205. doi. org/10.2138/am-2021-7915

YANG, X.M., 2017. Estimation of crystallization pressure of granite intrusions. Lithos; volumes 286-287, pages 324-329. doi.org/10.1016/j.lithos.2017.06.018

YANG, X-M., DRAYSON, D., AND POLAT, A. 2019. S-type granites in the western Superior Province: a marker of Archean collision zones. Canadian Journal of Earth Sciences; volume 56, pages 1409–1436. doi.org/10.1139/cjes-2018-0056

ZEN, E., 1988. Phase relations of peraluminous granitic rocks and their petrogenetic implications. Annual Review of Earth and Planetary Sciences; volume 16, pages21-52. doi.org/10.1146/annurev.ea.16.050188.000321

ZHANG, Q., WANG, Y., LI, C.-D., JIN, W.-J., and JIA, X.-Q. 2006. A granite classification based on pressures. Geological Bulletin of China; volume 25, pages 1274–1278.