Révision stratigraphique et métallogénique des unités mésoarchéennes de la portion occidentale de la ceinture du Lac des Montagnes au contact des sous-provinces de La Grande et d’Opatica, Eeyou Istchee Baie-James, Québec, Canada

L'Essentiel

La ceinture volcano-sédimentaire du Lac des Montagnes (CLM), localisée au contact des sous-provinces de La Grande et d’Opatica, est connue pour être l’hôte de plusieurs types de minéralisations. Cette séquence revêt un intérêt particulier pour l’exploration puisqu’elle encaisse deux gîtes de minéraux critiques et stratégiques, soit le gîte de Whabouchi (Li) et les gîtes de Nisk-1 et Nisk-1b (Ni-Cu-EGP). Au cours des dernières années, plusieurs travaux de cartographie menés par le Ministère, ainsi que quelques études ciblées, ont permis d’améliorer significativement les connaissances géoscientifiques de la région. Malgré ces avancées, la stratigraphie actuelle regroupe encore, au sein d’une même unité, des roches d’âges mésoarchéens et néoarchéens, ce qui limite la compréhension de l’évolution géologique de la CLM. La présente étude propose une révision stratigraphique et une corrélation des unités mésoarchéennes à néoarchéennes précoces d’une partie de la CLM. En plus de suggérer que la CLM est composée de deux épisodes volcaniques distincts, ce travail met en évidence le potentiel minéral jusqu’ici sous-estimé des roches mésoarchéennes du Complexe de Théodat. L’interprétation des âges de cristallisation indique qu’une partie de ce complexe (Athe1) serait synchrone au dépôt des roches volcano-sédimentaires d’âges mésoarchéens. Ces roches sont affectées par du métasomatisme matérialisé par : i) un lessivage en alcalis (Na, Ca) se traduisant par un excès (enrichissement relatif) d’aluminium (sillimanite-andalousite), ii) une altération potassique ± chromifère (séricite-biotite ± quartz ± fuchsite), iii) une altération magnésienne-ferrifère (anthophyllite-cordiérite-chlorite) localement accompagnée d’une altération manganifère (grenat-biotite ± hornblende), et iv) une altération sodique locale (albite). La nature, l’étendue et l’intensité de ce métasomatisme suggèrent la possibilité de trouver des types de minéralisations encore non reconnus dans ce secteur, notamment des minéralisations de types i) porphyrique ou ii) épithermal acide dans le socle intrusif habituellement considéré comme étant stérile. Ces interprétations ouvrent de nouvelles perspectives pour l’exploration minérale, tant en marge de la CLM, le long du contact entre les sous-provinces d’Opatica et de La Grande et sur ∼250 km latéralement, qu’ailleurs sur le territoire d'Eeyou Istchee Baie-James, où des portions de socles sialiques synvolcaniques sont adjacents à des séquences volcano-sédimentaires mésoarchéennes.

Introduction : problématique et objectifs

La ceinture du Lac des Montagnes (CLM), observée au sud du Complexe de Champion, entre les rivières Rupert et Nemiscau (feuillets SNRC 32N07, 32N08, 32N09, 32O11, 32O12 et 32O14), est un ensemble de roches volcano-sédimentaires qui a longtemps été considérée comme la jonction entre les sous-provinces métasédimentaires de Nemiscau et d’Opinaca (Card et Cisielski, 1986; Card, 1990; Percival, 2012). Hocq (1994) l’avait assignée à l’Opatica, tandis que Bandyayera et Caron-Côté (2019) l’ont initialement attribuée à la Sous-province de Nemiscau. Les nouveaux levés géologiques (Bandyayera et Daoudene, 2017, 2018, 2019; Bandyayera et Caron-Côté, 2019, 2021, 2023; Bandyayera et al., 2022, 2023, 2024; Chartier-Montreuil et Saint-Laurent, 2024; Côté-Roberge et al., 2021), géophysiques (D’Amours, 2011a, 2011b, 2011c) ainsi que des études structurales et tectonométamorphiques (Pedreira Pérez et al., 2019; 2022; 2023; 2024) montrent cependant que cette ceinture ne fait pas partie de la Sous-province de Nemiscau, mais qu’elle constitue plutôt l’extension vers le sud de la ceinture de la Basse et de la Moyenne Eastmain (CBME), au contact avec l’Opatica (figure 1a, figure 1b). Par conséquent, la CLM a été réassignée à la Sous-province de La Grande par Bandyayera et al. (2022).

Toutefois, ces travaux n’ont pas permis de départager les roches mésoarchéennes et néoarchéennes qui sont incluses dans la même unité. Cette étude a pour objectif de présenter une révision du contexte tectonostratigraphique de la CLM par la compilation de données géologiques existantes et l’intégration de données inédites récoltées dans le cadre de ce projet.

La cartographie détaillée et l’étude des altérations de secteurs clés localisés le long du contact entre les sous-province d’Opatica et de La Grande vise à mieux préciser l’environnement métallogénique des gîtes de Whabouchi (Li), Nisk-1 et Nisk-1b (Ni-Cu-Co-EGP) localisés à la bordure nord de la CLM, au contact avec les gneiss tonalitiques de type TTG du Complexe de Champion (Achp1). Elle permettra aussi de mettre en valeur le potentiel métallifère des roches supracrustales à la bordure sud de la CLM pour des minéralisations de type porphyrique ou épithermal.

Méthode de travail

Travaux antérieurs

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

Géologie générale

La CLM se trouve à la jonction entre deux sous-provinces archéennes de la Province du Supérieur, au Québec, soit la Sous-Province d’Opatica au sud-est et la Sous-province de La Grande au nord-ouest (figure 1a et figure 2a). Le contact entre ces deux sous-provinces est marqué par la Zone de cisaillement de Poste Albanel (ZCalb). Cette zone de cisaillement majeure et d’envergure régionale forme une bande de 200 à 500 m de largeur sur 260 km de longueur. Dans la zone d’étude, son orientation est généralement NE-SW, avec un pendage vers le NW. Les indicateurs cinématiques observés dans les études antérieures ainsi que cette étude comprennent des structures CS, des bandes de cisaillement (« shear bands »), des porphyroblastes (avec ou sans ombres de pression) de type delta, sigma ou thêta, des plis parasites en « S », et qui indiquent un mouvement apparent dextre (Banydayera et Caron-Côté, 2022 et 2023), mais également senestre (cette étude). Une linéation minérale ou d’étirement est couramment observée dans le plan de la schistosité principale, laquelle s’oriente à 246° avec des pendages modérés de 40°, ce qui implique des mouvements normaux ou inverses sur le plan de faille. Sur la majeure partie de son tracé, elle marque le contact entre les sous-provinces de La Grande et d’Opatica.

Sous-province d’Opatica

Dans la région d’étude, la Sous-province d’Opatica comprend le Complexe de Théodat, un socle d’âge mésoarchéen à néoarchéen de type TTG qui occupe toute la région au sud de la Zone de cisaillement du Poste Albanel (Athe; 2843 ±3 Ma à 2690 ±5 Ma; David, 2018a; David, 2020a, Davis, 2023; Pérez et al., 2023; Rochín-Banaga et Davis, 2025). À l’extrême sud-ouest, les intrusions granitiques et de granite pegmatitique foliées à gneissiques de la Suite des Canards (Acnd; non datée) coupent les roches du Complexe de Théodat (Bandyayera et Caron-Côté, 2019).

Sous-province de La Grande

Les roches les plus anciennes de la région étudiée, formant le socle de la Sous-province de La Grande, sont regroupées au sein des complexes de Champion (Achp; 2889 ±14 à 2706 ±6 Ma; Bynoe, 2014; David, 2020b; Pérez et al., 2023; Davis, 2023; Ackerman et al., 2022) et de la Hutte (Ahue; 2952,2 ±3,8 Ma et 2790,4 ±5,4 Ma, David, 2020a, 2020b). Le Complexe de Champion se divise en sept unités, dont les gneiss tonalitiques à granitiques (Achp1) et la granodiorite porphyroïde (Achp5), qui affleurent dans la région au nord de la Zone de cisaillement de Nisk. Le Complexe de la Hutte se décline en six unités. L’unité gneissique nAhue1 est présente sous la forme de petits dômes formant des fenêtres structurales au cœur d’anticlinaux, au sein de la séquence volcano-sédimentaire du Lac des Montagnes (Bandyayera et Caron-Côté, 2019).

La CLM matérialise le contact entre les sous-provinces de La Grande et d’Opatica (et en moindre mesure de la Sous-province de Nemiscau). Cette séquence supracrustale, de forme parabolique concave avec une ouverture vers le sud, s’étend officiellement sur >250 km de longueur. Elle couvre les feuillets 32N07, 32N08, 32N09, 32O12, 32O11, 32O14, 32O15, 32O16 et 32P13. Sa largeur varie de 2 à 11 km. Les roches ont été affectées par un métamorphisme variant du faciès des schistes verts à celui des amphibolites. La séquence est essentiellement composée des roches volcaniques du Groupe du Lac des Montagnes (nAmo; 2854 ±11 à 2838 ±4 Ma, Davis, 2024; et 2723,2 ±3,9 à 2703,6 ±4,9 Ma, David, 2020a; 2020b; Rochín-Banaga et Davis, 2025) et des roches métasédimentaires de la Formation de Voirdye (nAvrd5; roche métasomatique avec un âge de cristallisation à 2833 ±3 Ma; Davis, 2023; nAvrd3; âge maximal de sédimentation à <2819,4 ±2,9 Ma; David, 2020a et nAvrd5a; âge maximal de sédimentation à <2706,6 ±4,9 Ma; David, 2022).

Le Groupe du Lac des Montagnes est principalement constitué de roches volcaniques et est divisé en cinq unités, soit : 1) basalte amphibolitisé avec niveaux de roche volcanique ultramafique (nAmo1); 2) roche volcanique intermédiaire (nAmo2); 3) roche volcanoclastique felsique, localement intermédiaire (nAmo3); 4) formation de fer à oxydes et formation de fer à silicates (nAmo4); 5) amphibolite dérivée de basalte komatiitique (nAmo5).

La Formation de Voirdye, qui représente l’unité principale de la CLM, est principalement constituée de paragneiss dérivé de wacke et d’arénite (nAvrd2). Elle contient aussi des proportions moindres de conglomérat (nAvrd1), de quartzite (nAvrd3), de formation de fer (nAvrd4) et de roche métasomatique à grenat-cordiérite ± sillimanite ± anthophyllite (nAvrd5). Dans la zone d’étude, les roches du Groupe du Lac des Montagnes et de la Formation de Voirdye sont coupées par de nombreuses intrusions d’âges et de compositions variables, dont la Suite mafique-ultramafique de Caumont (nAcmn; non datée), la Suite mafique-ultramafique de Nasacauso (nAnas; non datée), l’Intrusion ultramafique du Lac des Montagnes (nAmot; non datée), l’Intrusion d’Arques (nArqs; non datée), la Suite de Kaupanaukau (nAkup; 2621,3 ±9,5 Ma, 2621,3 ±9,5 Ma; Bynoe, 2014), les pegmatites granitiques blanches de la Suite de Senay (nAsny; 2657 ±6 Ma à 2576 ±8 Ma; Bynoe, 2014; David, 2020a; Rochín-Banaga et Davis, 2024) et les pegmatites granitiques blanches de la Suite de Spodumène, encaissant le gîte lithinifère de Whabouchi (nAspd; 2577 ±13 Ma; Beland, 2011).

Les unités des deux sous-provinces sont coupées par les dykes et les filons-couches de diabase néoarchéens de l’Essaim de dykes de Mistassini (nAmib; 2515 ±3 Ma à 2503,3 ±2,4 Ma; Davis et al., 2018; Hamilton, 2009) et paléoprotérozoïques des Dykes de Senneterre (pPsen; 2221 ±4 à 2214,3 ±12,4 Ma; Davis et al., 2018; Mortensen, données non publiées, dans Buchan et al., 1996; Buchan et al., 1993).

Géologie locale : secteur des sites 1, 2, 3 et 4

Cette section présente les principales observations de terrain aux quatre sites d’étude (figure 1a et figure 2a). Les cartographies de détail (figure 3, figure 4 et figure 5) et les descriptions d’affleurements illustrent les relations géométriques, structurales et spatiales entre les unités lithologiques (figure 6a, figure 6b, figure 6c et figure 6d), alors que l’étude pétrographique est utilisée afin de préciser la composition minéralogique et la structure des roches. En complément, le traitement lithogéochimique contribue à la caractérisation de la signature chimique des unités, facilitant leur corrélation entre les sites d’études, tout en définissant et en quantifiant les altérations observées. La géochronologie a constitué un pilier de cette démarche en fournissant les repères temporels nécessaires à la mise en place du cadre spatiotemporel de la CLM. Les roches volcaniques néoarchéennes du Groupe du Lac des Montagnes (nAmo1 à 5) et les roches métasédimentaires néoarchéennes de la Formation de Voirdye (nAvrd1, 2, 4 et 5a) (tableau 1; figure 1a, figure 2a, figure 6a, figure 6b, figure 6c et figure 6d) n’ont pas été examinées sur le terrain ni soumises à une étude détaillée dans le cadre de ce projet. Seules la stratigraphie et la géochronologie seront discutées sommairement pour ces unités. Le lecteur peut se référer aux travaux antérieurs de Bandyayera et Caron-Côté (2019) et Bandyayera et Caron-Côté (2023) pour plus de détails.

La description de la géologie du secteur à l’étude sera abordée dans l’ordre suivant :

1. Complexe de Théodat 1;
2. Complexe de la Hutte 1;
3. Groupe du Lac des Montagnes;
4. Formation de Voirdye.

Complexe de Théodat 1

Géologie et géochronologie

Le Complexe de Théodat 1 (Athe1) est constitué de tonalite et de granodiorite, localement foliées, qui forment la base structurale de la zone d’étude. Une analyse U-Pb sur zircon (échantillon 2018-DB-1118A; David, 2020a) réalisée à proximité de l’affleurement 24-JL-1001 contraint la mise en place de cette masse intrusive. Celle-ci a livré un âge de cristallisation de 2833,5 ±3 Ma (David, 2020a).

La cartographie détaillée de l’affleurement 24-JL-1001 (figure 3) révèle un contact interprété entre les sous-provinces d’Opatica et de La Grande au niveau de la Zone de cisaillement de Poste Albanel. La tonalite exposée est blanc grisâtre à biotite ± hornblende ± pyrite, à grain moyen, généralement foliée à porphyroblastique, avec une altération marquée en séricite-biotite-sillimanite ± microcline ± quartz. Jusqu’à 25 % de sillimanite, généralement en rubans parallèles à la schistosité NW-SE (linéation à 260°/78°), est observée. Des enclaves mafiques biotitisées et localement plissées, ainsi que des dykes décimétriques de tonalite œillée altérée en séricite-biotite ± sillimanite, coupent la tonalite. Des dykes pegmatitiques blanchâtres de la Suite de Senay (muscovite ± grenat ± tourmaline) coupent l'ensemble. Des dykes et des filons-couche de tonalite blanche à biotite ± séricite ± pyrite ± hornblende, porphyroïde et légèrement foliée s'injectent dans la séquence volcanique mésoarchéenne (p. ex. affleurement 24-JL-1005; figure 7) ou coupent celles-ci (p. ex. affleurement 21-CG-7055). Ces injections contiennent entre 15 et 20 % de phénocristaux de plagioclase baignant dans une matrice quartzo-feldspathique (figure 7). L'un de ces dykes, coupant un basalte amphibolitisé dans le secteur de la zone minéralisée du Lac Lemare-Ouest (affleurement 21-CG-7055), a livré un âge synchrone de 2830 ±5 Ma (échantillon 2021-CG-7055B; Davis, 2023), démontrant leur contemporanéité avec les roches du Complexe de Théodat.

Géochimie

Au total, 49 échantillons de tonalite (I1D) et de gneiss tonalitique (M1) du Complexe de Théodat 1 ont été sélectionnés pour une analyse lithogéochimique (figure 8a). Les échantillons peu altérés (cercles gris) présentent des compositions tonalitiques à granodioritiques, majoritairement dans le champ TTG de Laurent et al. (2014) (figure 9). Ils affichent une signature calcique à calco-alcaline de type I, dont l'affinité est magnésienne (Frost et al., 2001), et des teneurs élevées en SiO₂ (>64 %, couramment ≥70 %), un rapport K₂O/Na₂O de <0,5 et ~5 % d’oxydes mafiques (Fe₂O₃t + MgO + TiO₂ + MnO) (figure 10). Les spectres multiéléments révèlent des anomalies négatives en Nb, Ta et Ti, et des enrichissements modérés en Zr, Hf et Y (figure 11).

Altération hydrothermale et bilans de masse

Les observations de terrain montrent que l’altération est particulièrement marquée dans les tonalites à proximité du contact Opatica–La Grande. Les bilans de masse calculés (méthode de Grant, 1986; 2005; et méthode de Trépanier et al., 2016) révèlent des altérations systématiques sur plusieurs échantillons (figure 8a) recueillis à proximité de la Zone de cisaillement de Poste Albanel. Ces altérations sont regroupées en trois types :

1. un lessivage (leaching) systématique des alcalis, générant des pertes de masse majoritairement en Na₂O mais également en CaO et SrO; ce lessivage entraîne un excès d’aluminium dans la roche (altération alumineuse);
2. une altération potassique (séricitisation, biotitisation) observée par des gains de masse en K₂O et BaO;
3. une altération magnésienne accompagnée localement d’une altération manganifère observée par des gains de masses en MgO ± MnO.

Les diagrammes d’altération classiques (Large et al., 2001; Hughes, 1973; Davies et al., 2006; Kishida et Kerrich, 1987) confirment ces tendances, notamment par une migration des points de roches altérées vers les pôles muscovite/séricite. Le lessivage des alcalis est clairement observé sur les diagrammes des indices de saturation en albite (Kishida et Kerrich, 1987), en alcalis (Saeki et Date, 1980) et sur le diagramme ternaire d'altération des roches riches en feldspath et en quartz.

Le métamorphisme au faciès supérieur des amphibolites qui se superpose aux zones d’altérations modifie les assemblages minéralogiques, et ceux-ci sont différents de ceux observés au faciès des schistes verts. Le lessivage des alcalis (Na₂O, CaO, SrO) résulte principalement de l'altération des feldspaths, notamment de la damouritisation du plagioclase en séricite. Ce processus entraîne un excès d’aluminium, à l’origine de la formation de sillimanite sous la forme de porphyroblastes ou de fibres aciculaires (fibrolite), pouvant atteindre jusqu’à 25 % de la roche (figure 12).

L’altération potassique, qui est marquée par des gains en K₂O et BaO et responsable de la formation de séricite et d'un enrichissement en biotite, est présente à la fois dans les tonalites et les enclaves mafiques (figure 13). L’altération magnésienne/manganifère (gains en MgO ± MnO), généralement attribuée à la chloritisation (et éventuellement à la cordiérite aux conditions du faciès des amphibolites supérieur), est interprétée ici comme un enrichissement dans les phases Fe–Mg telles que la biotite, la phlogopite ou l’amphibole magnésienne, en raison de l’absence de cordiérite.

Complexe de la Hutte 1

Géologie et géochronologie

Le Complexe de la Hutte 1 (Ahue1) regroupe un ensemble de roches plutono-gneissiques de composition généralement tonalitique et, plus localement, granodioritique ou granitique. Dans le secteur 4 (figure 2b), ce complexe est représenté par des roches intrusives de composition tonalitique à granodioritique à biotite-amphibole ± magnétite, foliées et hétérogènes (p. ex. affleurement 18-RP-6068). Ces unités forment des dômes dans la partie centrale de la CLM (Bandyayera et Caron-Côté, 2019). Le complexe n’est pas daté dans la région étudiée; toutefois, sa mise en place est estimée entre 2952,2 ±3,8 Ma et 2790,4 ±5,4 Ma (David, 2020a, 2020b), ce qui correspond à une période synchrone au Complexe de Théodat 1. Il convient de préciser qu’aucun affleurement de cette unité n’a été visité dans le cadre de cette étude.

Groupe du Lac des Montagnes

Les roches mésoarchéennes du Groupe du Lac des Montagnes ne sont reconnues qu’au sud du bassin occupé par les roches métasédimentaires de la Formation de Voirdye. En revanche, les roches volcaniques néoarchéennes du même groupe se trouvent de part et d’autre de ce bassin, mais observées principalement sur le flanc nord.

Roches volcaniques mésoarchéennes

Les roches volcaniques mésoarchéennes forment quelques bandes lenticulaires plurikilométriques, plus ou moins continues, de <1 km d’épaisseur et qui s’étendent latéralement sur >100 km au contact des sous-provinces d’Opatica et de La Grande dans la zone d’étude (figure 1a et figure 2a). Ces roches volcaniques surmontent stratigraphiquement les roches intrusives du Complexe de Théodat 1 (figure 6a, figure 6b, figure 6c et figure 6d).

La séquence volcanique comprend une variété de lithologies qui sont énumérées ci-dessous :

• basalte/basalte andésitique (anciennement nAmo1);
• basalte komatiitique (anciennement nAmo5);
• komatiite (anciennement nAmo1a) ;
• andésite et volcanoclastite intermédiaire (anciennement nAmo2);
• rhyodacite, volcanoclastites tufacées de composition rhyodacitique, dacitique et rhyolitique (anciennement nAmo3);
• formation de fer à silicates (anciennement nAmo4);
• roches métasomatisées de nature variée dérivées de plusieurs protolites (anciennement nAvrd5); et de rares lentilles conglomératiques.

Géologie et géochronologie des roches volcaniques mésoarchéennes (roches volcaniques felsiques et roches métasomatiques)

Les roches volcaniques felsiques de la région étudiée sont principalement constituées de rhyodacite ou de volcanoclastite de composition rhyodacitique. Ces unités sont soit en contact structural avec le Complexe de Théodat 1 (Athe1d; figure 3 et figure 15) ou avec les roches métasomatiques (figure 5), soit observées en niveaux concordants au contact entre l'amphibolite basaltique et les roches métasomatiques. Il s’agit d’un ensemble de roches hétérogène, caractérisé par plusieurs faciès distincts :

• un faciès tufacé à lapillis et à cendres, localement œillé et altéré en séricite-quartz-hornblende (figure 16);
• un faciès folié avec reliques de stratification primaire interlitées, accompagné d’un faciès porphyroblastique à andalousite-sillimanite (figure 17);
• un faciès folié et rubané à cordiérite-quartz ± biotite ± sillimanite ± séricite ± sulfures (figure 18); et
• un faciès bréchique à veinules de biotite-quartz-sillimanite-séricite-sulfures et altéré en cordiérite ± biotite ± sillimanite ± séricite ± quartz (figure 18 et figure 19).

L’unité de roches métasomatiques, pour sa part, forme une lentille allongée dans l’axe NE-SW sur ∼7 km de longueur et 50 à 250 m de largeur. Cette unité est également très hétérogène, tant en raison de la diversité des protolites impliqués dans les processus d’altération que dans l’intensité variable de l’altération hydrothermale qui les affecte. Elles peuvent être dérivées de roches volcaniques de composition mafique à ultramafique, de roches volcaniques de composition felsique à intermédiaire, et plus rarement, de roches métasédimentaires provenant de wacke et d’arénite. Elles sont affectées par des altérations hydrothermales pénétratives de forte intensité rendant couramment les protolites difficiles à identifier sur le terrain. Ces roches se trouvent intercalées de manière concordante et stratiforme dans la séquence de roches volcano-sédimentaires. Les faciès suivants sont présents dans cet ensemble de roches :

• une grenatite porpyroblastique, bréchique ou cisaillée, localement rouillée, altérée en grenat-anthophyllite-quartz ± hornblende ± biotite ± séricite ± sulfures (± enrichie en Cu-Co-Cr ± Ni ± V) (figure 20 et figure 21);
• un faciès mafique tufacé, porphyroblastique ou schisteux, altéré en cordiérite-biotite-séricite-sillimanite-andalousite ± tourmaline ± grenat ± sulfures ou séricite-biotite/phlogopite-fuchsite ± quartz ± sulfures et localement enrichie en Cu-Co-V (figure 22 et figure 23); et
• un faciès felsique porphyroblastique et cisaillé, bréchique, tufacé ou schisteux, altéré en cordiérite-grenat-séricite-sulfures ± anthophyllite ± fuchsite ± sillimanite ± magnétite ± quartz (figure 24 et figure 25).

Plusieurs faciès de ces unités métasomatiques peuvent coexister sur un même affleurement (p. ex. affleurement 24-JL-1007) (figure 26). Une volcanoclastite felsique de composition rhyodacitique (affleurement 21-CG-7051), située à la base des amphibolites, a été échantillonnée afin de contraindre l’âge du volcanisme (figure 6a, figure 6b, figure 6c et figure 6d). L’analyse géochronologique 2021-CG-7051E a livré deux populations d’âges distinctes : 1) 2839 ±6 Ma et 2) 2821 ±7 Ma (Davis, 2023). Le contexte géologique suggère que le premier âge correspond à celui du volcanisme, tandis que le second représenterait un âge minimal pour l’altération métasomatique. Un autre échantillon prélevé sur une volcanoclastite felsique localisée au sein d’une bande de basalte amphibolitisé près du contact avec le socle tonalitique du Complexe de Théodat 1 (Athe1), dans le secteur de la zone minéralisée d'O’Connor (n° 54 à la figure 1; secteur non visité dans le cadre de cette étude), a donné un âge de cristallisation de 2854 ±11 Ma (Davis, 2023). L’échantillon provient de l’unité encaissante de la zone minéralisée zincifère d'O’Connor (affleurement 21-DB-1158). Cet âge permet de contraindre l’âge de la minéralisation, en considérant qu’il s’agisse d’une minéralisation prémétamorphique interprétée comme étant syngénétique et associée à des sulfures exhalatifs volcanogènes. Cet âge est comparable à l'âge obtenu de 2839 ±6 Ma (Davis, 2023) dans notre secteur d’étude.

Enfin, un échantillon prélevé sur une métasomatite (figure 24), également localisée à la base des amphibolites (affleurement 24-JL-1009 ; échantillon 21-CG-7051A), a livré un âge de cristallisation de 2833 ±3 Ma (Davis, 2023). Cet âge représente l’estimation maximale de l’épisode de métasomatisme associé au volcanisme mésoarchéen, dont l’âge minimal est estimé à 2821 ±7 Ma. Ainsi, l’intervalle d’altération métasomatique est contraint entre 2833 ±3 et 2821 ±7 Ma (Davis, 2023). D’autre part, l’âge obtenu de 2833 ±3 Ma est contemporain avec l’âge de 2838 ±4 Ma (Davis, 2023) des volcanoclastites felsiques à proximité.

Ces âges sont contemporains avec l’estimation de l’âge du magmatisme du Complexe de Théodat 1 (Athe1, Athe1d et Athe1e), estimé entre 2833,5 ±3 Ma (David, 2020a) et 2830 ±5 Ma (Davis, 2023) dans le secteur d’étude, mais compris entre 2843 ±7 Ma (Davis, 2023) et 2754 ±4 Ma (Rochín-Banaga et Davis, 2024) à plus grande échelle dans la Sous-province d’Opatica.

Géochimie

Un tri spatial, lithologique et géochimique de la base de données du SIGÉOM a permis de sélectionner 129 échantillons de roches volcaniques et 41 échantillons de roches métasomatiques pour le traitement lithogéochimique des roches volcaniques mésoarchéennes (figure 27a).

Les roches volcaniques mafiques et ultramafiques peu altérées (ronds verts et mauves; figure 27a; figure 28, figure 29, figure 30) présentent une composition de basalte à basalte andésitique et de basalte komatiitique, respectivement (figure 28). Elles affichent des affinités majoritairement tholéiitiques (basalte) à komatiitiques (basalte komatiitique et komatiite) (figure 29). Dans le diagramme d’environnement tectonique, ces roches peu évoluées se concentrent à proximité du type N-MORB/E-MORB (figure 29d). Elles sont caractérisées par de faibles anomalies négatives en Th, Nb, Ta et Ti sur le diagramme multiélément et leurs patrons des éléments des terres rares sont plats (figure 30).

Les roches volcaniques felsiques à intermédiaires peu altérées (ronds jaunes et oranges; figure 27a; figure 28, figure 29, figure 30) présentent des compositions variant de rhyodacitique, dacitique à andésitique (figure 28). Elles sont d’affinité calco-alcaline et se projettent dans le champ de l’arc volcanique (figure 29). Elles sont caractérisées par de fortes anomalies négatives en Nb, Ta et Ti et de faibles à fortes anomalies négatives en Eu (figure 30).

Altération hydrothermale et bilans de masse

La grande hétérogénéité des protolites et la variété lithologique des roches volcaniques mafiques à felsiques se reflètent dans les différents types d’altérations observés, autant dans les diagrammes d'altération que dans les bilans de masse calculés (figure 31). Cependant, certaines tendances générales peuvent être observées. Étant donné cette hétérogénéité des protolites, l’analyse des altérations sera effectuée en trois temps : 1) pour les roches mafiques, 2) pour les roches felsiques, et 3) pour les roches métasomatiques.

Roches volcaniques mafiques

Les roches volcaniques mafiques altérées (X verts; figure 28, figure 29, figure 30, diagrammes d'altération classiques et diagrammes ternaires de discrimination des altérations) ne semblent pas avoir subi une forte altération. Sur le diagramme Box Plot (Large et al., 2001, modifié par Trépanier, 2012), la majorité des échantillons basaltiques se positionnent dans le champ correspondant aux basaltes frais. Toutefois, quelques échantillons se situent dans le domaine de l’altération à chlorite-pyrite, ce qui indique une altération localisée. Les bilans de masse calculés à partir d’un précurseur choisi (méthode de Grant; figure 31) indiquent pour leur part que les échantillons sont caractérisés par une altération de type potassique (K-Ba), caractérisée par des gains en K₂O et BaO, qui est accompagnée d’un lessivage marqué des alcalis, notamment une perte en CaO, Na₂O et localement en MgO.

Roches volcaniques felsiques

Les roches volcaniques de composition intermédiaire à felsique (X jaunes; figure 28, figure 29, figure 30, diagrammes d'altération classiques et diagrammes ternaires de discrimination des altérations) présentent dans leur quasi-totalité des évidences d’altération hydrothermale, contrairement aux roches mafiques, qui demeurent majoritairement fraiches. Cette distinction est particulièrement bien visible sur le diagramme Box Plot (Large et al., 2001, modifié par Trépanier, 2012). Les échantillons se positionnent à plusieurs endroits sur ce diagramme, ce qui reflète la variabilité des assemblages minéralogiques et des différentes compositions résultant des altérations hydrothermales. Cette diversité est également visible sur les autres diagrammes de discrimination d’altérations classique, les diagrammes ternaires de discrimination ainsi que par le calcul des bilans de masses (figure 31). Les volcanites intermédiaires à felsiques sont affectées dans l’ensemble par trois différentes tendances d’altération, qui sont illustrées par des flèches jaunes sur le diagramme de l’altération des feldspaths, sur celui des roches quartzo-felspathiques et sur le Box Plot (Large et al., 2001, modifié par Trépanier, 2012). Ces tendances d’altération ont été corroborées avec les calculs de bilans de masse par précurseur choisi (méthode de Grant) (figure 31) ainsi que par les observations de terrain et l’étude pétrographique des échantillons. Les trois tendances d’altération identifiées sont les suivantes :

1. une altération ferrifère (± magnésienne), manganifère et alumineuse (Fe ± Mg, Mn, Al) caractérisée par des gains de masse en Fe₂O₃T ± MgO et MnO, et accompagnée d’un lessivage prononcé des alcalis (pertes en Na₂O, CaO, SrO, BaO ± K₂O);
2. une altération potassique et alumineuse (K, Al) marquée par des gains de masse en K₂O et BaO, et des pertes de masses en Na₂O, SrO (± CaO ± MgO); et
3. une altération sodique (albitisation) caractérisée par des gains de masse en Na₂O, SrO (± SiO₂) et par des pertes de masse en K₂O et BaO.

Les assemblages minéralogiques associés à ces altérations sont cohérents avec les signatures géochimiques observées. Les altérations ferrifères et magnésiennes sont associées à la hornblende, à la biotite, à l’anthophyllite et à la cordiérite; les altérations manganifères à la présence de grenat (probablement spessartine), de cordiérite et d’andalousite; l’altération potassique à la séricite, à la biotite et plus rarement à la microcline; et, enfin, l’albitisation à la présence d’albite. Tous les échantillons altérés sont affectés par un lessivage important des alcalis, induisant un enrichissement relatif en aluminium, confirmé par la présence courante de phases alumineuses telles que le grenat, la sillimanite, l’andalousite et la cordiérite. Cette altération différenciée entre roches felsiques et mafiques pourrait s’expliquer par la porosité initiale plus élevée des volcanoclastites felsiques et intermédiaires, comparativement à la texture plus massive et coussinée des coulées mafiques, à porosité réduite, donc moins propice à la circulation des fluides hydrothermaux.

Roches métasomatiques

Les roches métasomatiques étudiées (anciennement désignées comme les roches de la Formation de Voirdye 5; nAvrd5) montrent un degré d’altération plus intense que les roches intermédiaires à felsiques environnantes. L’étude géochimique révèle plusieurs éléments nouveaux concernant cette unité de l’épisode volcanique 1. En croisant les résultats des diagrammes de classification (notamment le diagramme Zr vs TiO2; figure 28) et les spectres multiéléments (figure 30), il est possible de constater que ces roches proviennent vraisemblablement de quatre protolites différents :

1. un protolite mafique de composition principalement basaltique qui constitue l’unité dominante (X noir; figure 28, figure 29, figure 30, diagrammes d'altération classiques et diagrammes ternaires de discrimination des altérations);
2. un protolite felsique, d’origine volcanique ou sédimentaire, formant un niveau intercalé dans l’unité principale basaltique (X gris pâle; figure 28, figure 29, figure 30, diagrammes d'altération classiques et diagrammes ternaires de discrimination des altérations);
3. un protolite intermédiaire à mafique d’origine volcanique et correspondant à un mince niveau de composition basaltique-andésitique ou andésitique, surmontant les roches métasomatiques d’origine felsique. Le protolite frais de cette unité n'a pas été reconnu sur le terrain au cours de la présente étude (X gris foncé; figure 28, figure 29, figure 30, diagrammes d'altération classiques et diagrammes ternaires de discrimination des altérations);
4. un point isolé (échantillon 21CG7054-B2 ; figure 28e) à proximité du champ des précipités hydrothermaux de fer, suggère la présence d’un mince lit de méta-exhalite ou de formation de fer se situant au sommet du niveau métasomatisé et directement au contact avec un quartzite. Ce lit, également présent à la zone minéralisée zincifère d'O’Connor (figure 27), pourrait représenter un important marqueur pour la stratigraphie régionale localisant spatialement et temporellement un hiatus ou l’arrêt du volcanisme.

Sur les diagrammes d'altération classiques et diagrammes ternaires de discrimination des altérations, les tendances d’altération des roches mafiques à intermédiaires (X noir et gris foncé) sont indiquées par une flèche vert forêt. Sur le diagramme Box Plot (Large et al., 2001, modifié par Trépanier, 2012), les points d’analyse se positionnent dans les champs d'altération en chlorite-pyrite, typique des systèmes exhalatifs volcanogènes (SMV) et celui des picrites. Ces roches ont des indices élevés de Hashimoto et CCPI (généralement >70). Des bilans de masses par précurseur choisi (méthode de Grant) ont été calculés pour les métasomatites d’origine mafique et felsique. Les calculs ont été réalisés en utilisant les mêmes précurseurs choisis que pour les roches volcaniques mafiques et felsiques, en supposant qu’elles ont une origine commune (même droite définie par le ratio TiO₂/Zr et sensiblement les mêmes patrons sur les diagrammes multiéléments et d'éléments des terres rares; figure 28, figure 29, figure 30).

Les bilans de masses des roches métasomatiques mafiques sont caractérisés par deux types d’altération principale (figure 31) :

1. une altération ferrifère ± magnésienne, manganifère et alumineuse (Fe ± Mg, Mn, Al) caractérisée par des gains de masse en Fe₂O₃T ± MgO, MnO et par un lessivage important des alcalis (perte de masse en Na₂O, CaO, SrO, BaO ± K₂O);
2. une altération potassique et alumineuse (K, Al) caractérisée par des gains de masse en K₂O, BaO, et des pertes de masses en Na₂O, SrO (± CaO ± MgO).

Les roches métasomatiques felsiques sont caractérisées par une altération dominante (figure 31), soit :

1. une altération ferrifère ± magnésienne, manganifère et alumineuse caractérisée par des gains de masse en Fe₂O₃T, ± MgO, MnO et par un lessivage important des alcalis (perte de masse en Na₂O, CaO, SrO).

Distribution spatiale de l'altération dans les roches volcaniques mésoarchéennes

Les échantillons altérés associés aux roches volcaniques mésoarchéennes se concentrent dans deux secteurs principaux (figure 27) : les secteurs d’étude 1, 2 et 3 (figure 27b) et le secteur englobant les zones minéralisées d'O’Connor (Zn) et de Shire (Ni) (figure 27c).

Ces deux secteurs partagent une caractéristique commune : l’altération hydrothermale est spatialement associée à une séquence bimodale où des niveaux de roches volcaniques felsiques sont intercalés dans une séquence de roches volcaniques mafiques. L’altération semble suivre ces niveaux felsiques discontinus. Dans le premier secteur, les échantillons altérés sont généralement associés au niveau de roches métasomatiques (et plus rarement à des roches volcaniques felsiques) encaissant les zones minéralisées du Lac Voirdye et du Lac Lemare-Ouest (Cu ± Ag ± Au ± Zn). Ces roches présentent une altération dominante ferrifère ± magnésienne, manganifère et alumineuse. Dans le deuxième secteur, les échantillons altérés se concentrent autour et le long du niveau felsique encaissant la zone minéralisée d'O’Connor. Une seconde population d’échantillons altérés est observée à l’extrémité orientale de la zone d’étude, où elle semble se prolonger vers l’est, suivant la stratigraphie volcanique de manière concordante à cette dernière (figure 27c). Les roches volcaniques de ce secteur montrent principalement une altération potassique et alumineuse qui affecte presque exclusivement les roches felsiques.

Roches volcaniques néoarchéennes ou Groupe du Lac des Montagnes

Géologie et géochronologie

Les roches néoarchéennes du Groupe du Lac des Montagnes (nAmo1 à 5) affleurent principalement au nord de la Formation de Voirdye (figure 1a). Elles forment une bande lenticulaire discontinue atteignant une épaisseur maximale de 1,6 km. Comme défini par Bandyayera et Caron Côté, 2019, le Groupe du Lac des Montagnes regroupe plusieurs lithologies, soit : 1) un basalte amphibolitisé avec des niveaux de roche volcanique ultramafique (nAmo1), 2) une roche volcanique ultramafique (nAmo1a), 3) une roche volcanique intermédiaire (nAmo2), 4) une roche volcanoclastique felsique, localement intermédiaire (nAmo3), 5) une formation de fer à oxydes et à silicates (nAmo4), et 6) une amphibolite dérivée de basalte komatiitique (nAmo5).

L’âge de cristallisation de 2720,5 ±2,5 Ma obtenu pour l’échantillon 2017-RP-6096A, localisé sur le flanc sud de la CLM, indique qu’une partie de ce volcanisme néoarchéen est également localisé, en moindre mesure, sur le flanc sud et est partiellement contemporain au volcanisme néoarchéen de la portion nord du Groupe du Lac des Montagnes. Cette distribution spatiale des roches volcaniques néoarchéennes sur les deux flancs peut s’expliquer par la présence d’une succession de synclinaux et d’anticlinaux dans ce bassin comme interprétée par Bandyayera et Caron-Côté (2019).

Plusieurs datations U-Pb sur zircon ont été réalisées sur des échantillons de roches volcanoclastiques felsiques de l’unité nAmo3 à divers endroits dans la CLM. Dans le secteur d’étude (feuillet 32O12), deux échantillons ont donné des âges de cristallisation de 2723,2 ±3,9 Ma et de 2706,4 ±6,7 Ma (David, 2020b). Deux autres échantillons, prélevés dans les feuillets 32N08 et 32N09, ont fourni des âges magmatiques de 2703,6 ±4,9 Ma et 2720,5 ±2,5 Ma (David, 2020a). En considérant les incertitudes analytiques, l’épisode de volcanisme néoarchéen du Groupe du Lac des Montagnes peut être estimé entre ~2727 Ma et ~2700 Ma.

Géochimie

Les roches volcaniques néoarchéennes mafiques peu altérées du Groupe du Lac des Montagnes (cercle vert et vert foncé; figure 32, figure 33, figure 34) présentent des compositions de basalte à basalte komatiitique, et localement andésitique (figure 32). Tout comme les roches volcaniques mésoarchéennes, elles ont des affinités majoritairement tholéiitiques (basalte) à komatiitiques (basalte komatiitique) (figure 33). Dans le diagramme d’environnement tectonique, ces roches peu évoluées se positionnent à proximité du type N-MORB ou E-MORB (figure 33d). Leur patron des terres rares est plat, et elles sont caractérisées par de faibles anomalies négatives en Th, Nb, Ta et Ti sur le diagramme multiélément (figure 34).

Les roches volcaniques intermédiaires à felsiques peu altérées (rond jaune; figure 32, figure 33, figure 34) présentent des compositions variant de rhyodacitique, dacitique à andésitique et trachy-andésitique (figure 32). À l’image des roches de l’épisode volcanique 1, ces roches intermédiaires à felsiques sont d’affinité calco-alcaline (figure 33) et celles-ci se projettent au sein du champ de l’arc volcanique (figure 33d). Elles sont caractérisées par de fortes anomalies négatives en Nb, Ta, P et Ti et de faibles à fortes anomalies négatives en Eu (figure 34).

Altération hydrothermale

Sur le diagramme d‘altération Box Plot (Large et al., 2001, modifié par Trépanier, 2012) (figure 35), les roches volcaniques néoarchéennes apparaissent globalement moins altérées que les roches volcaniques mésoarchéennes. Les roches mafiques et ultramafiques, en grande majorité, se positionnent dans le champ des échantillons frais. Les roches volcaniques felsiques sont situées dans les champs des échantillons frais des dacites et des andésites. Quelques échantillons mafiques sont légèrement décalés dans le champ de l’altération chlorite-pyrite. Ce constat pourrait s’expliquer soit : 1) par un biais d’échantillonnage, ou 2) par l’absence (ou l'absence de découverte) de systèmes hydrothermaux de grande envergure dans les roches de cet épisode volcanique néoarchéen.

Formation de Voirdye

Roches sédimentaires mésoarchéennes à néoarchéenne précoces

Géologie et géochronologie

Une séquence sédimentaire mésoarchéenne à néoarchéenne précoce, composée de quartzite et d’arénite quartzitique à muscovite chromifère (fuchsite), repose en discordance sur les roches volcaniques mésoarchéennes (figure 6a, figure 6b, figure 6c et figure 6d). Ces roches sédimentaires sont actuellement incluses dans l'unité nAvrd3 de la Formation de Voirdye (Bandyayera et Caron Côté, 2019). Ces niveaux de quartzite forment des lentilles discontinues d’épaisseur décamétrique à hectométrique dont la longueur varie de 1 à 5 km. Les quartzites et les arénites quartzitiques présentent une texture saccharoïdale, en plus d'être lités, stratifiés, rubanés et localement foliés à cisaillés (figure 36, figure 37, figure 38 et figure 39). Dans le cadre de ces travaux, de nouvelles occurrences de cette unité, enrichie localement jusqu’à 20 % en fuchsite, ont été mises en évidence dans le secteur de la zone minéralisée uranifère d'Abder (site 4, affleurements 24-JL-1012 et 24-JL-1014; figure 2b, figure 6d, figure 38 et figure 39). Dans cette portion de la CLM, ces roches métasédimentaires reposent possiblement en discordance directement sur le socle mésoarchéen à néoarchéen précoce formé du Complexe de la Hutte 1, en l’absence, du moins selon nos observations, de roches volcaniques mésoarchéennes.

Une analyse U-Pb sur zircon menée sur un échantillon quartzitique (2018-DB-1129A; figure 36) a livré un âge maximal de sédimentation de <2819,4 ±2,9 Ma (David, 2020a), distinct des âges de cristallisation obtenus pour le Complexe de Théodat 1 dans ce secteur (2843 ±7 Ma et 2833,5 ±3,0 Ma; David, 2020a; Davis, 2023).

Roches sédimentaires néoarchéennes ou Formation de Voirdye

Géologie et géochronologie

La Formation de Voirdye (nAvrd1 à 4 et 5a ; figure 1a) forme un vaste bassin sédimentaire au centre de la CLM. Celui-ci est orienté NE-SW et s’étend sur ∼250 km entre les lacs Nemiscau et Du Glas, puis d’ouest en est du lac Du Glas jusqu’au lac Chamic. Sa largeur varie entre 2 et 11 km. Quelques zones minéralisées polymétalliques (Zn-Ag-Cu) localisées sur la bordure nord de la CLM sont encaissées dans des formations de fer à oxydes et des formations de fer à silicates de la Formation de Voirdye 4 (nAvrd4), comme les zones minéralisées de César-T2 et d'Opéra (n^os 52 et 53 à la figure 1). Deux échantillons prélevés dans du paragneiss à biotite-grenat ± sillimanite ± cordiérite ± grenat, interstratifié avec des niveaux de grenatite dérivés de wacke ± arénite (affleurements 18-CS-4040 et 18-RP-6109) ont retourné des âges maximaux de sédimentation de <2708,2 ±4,6 et <2706,6 ±4,9 Ma, respectivement (David, 2022). Ces âges sont contemporains avec le plus jeune âge de cristallisation de 2703,6 ±4,9 Ma (David, 2020a) du Groupe du Lac des Montagnes, confirmant que ces unités se sont mises en place, du moins en partie, de manière synchrone. Les niveaux de grenatite pourraient être de nature métasomatique. De nouvelles occurrences de cette unité ont été mises au jour dans le secteur 4 (figure 2b, figure 6d et figure 40).

Les roches néoarchéennes de la Formation de Voirdye reposent donc stratigraphiquement sur les roches volcaniques néoarchéennes du Groupe du Lac des Montagnes, et peuvent être intercalées entre ces dernières. Cependant, elles reposent en discordance sur les roches volcaniques mésoarchéennes et les roches sédimentaires quartzitiques mésoarchéennes à néoarchéennes précoces (figure 6a, figure 6b, figure 6c et figure 6d). La Formation de Voirdye (nAvrd1 à 4) peut également être en contact structural avec les roches plutoniques et gneissiques mésoarchéennes du Complexe de Théodat 1 (Athe1) au sud, du Complexe de la Hutte 1 (Athe1), au centre, et du Complexe de Champion 1 (Achp1), au nord de la CLM.

Discussion

Nouvelles corrélations stratigraphiques

La figure 41 et la figure 42 synthétisent les travaux de cette étude en illustrant la nouvelle corrélation stratigraphique pour la portion occidentale de la CLM. La figure 41 présente deux schémas stratigraphiques simplifiés, comparant l’actuelle stratigraphie interprétée et basée sur les travaux antérieurs de Bandyayera et Caron-Côté (2019) et de Bandyayera et al. (2023), et la nouvelle stratigraphie qui découle de la présente étude.

Complexe de Théodat

Une subdivision informelle, Athe1d, est proposée pour regrouper les tonalites altérées observées sur plusieurs centaines de mètres au sud de la Zone de cisaillement de Poste Albanel (p. ex. affleurement 24-NT-3519) et le long du contact Opatica–La Grande (figure 8, figure 12 et figure 13). Ces tonalites sont caractérisées par des pertes en Na₂O et CaO, des gains en Al₂O₃ et K₂O ainsi qu'une forte altération en séricite, sillimanite et biotite.

La seconde subdivision informelle suggérée, Athe1e, regroupe les dykes et filons-couches tonalitiques porphyroïdes à phénocristaux de feldspath (figure 7 et figure 14). Leur composition et leur géométrie intrusive les distinguent des faciès de l’unité principale Athe1, tout en étant contemporaines de cette dernière.

Groupe du Lac des Montagnes

Les roches volcaniques du Groupe du Lac des Montagnes ont été séparées en deux ensembles distincts (figure 41) que voici :

• Les unités volcaniques précédemment désignées nAmo1 à nAmo5 localisées au sud de la Formation de Voirdye, ainsi que l’unité métasomatique anciennement identifiée sous l'étiquette stratigraphique nAvrd5, sont désormais regroupées au sein d’une nouvelle entité informelle d’âge mésoarchéen, désignée « Épisode volcanique 1 » (figure 41). Cette révision repose sur l’intégration de données lithologiques, géochimiques, structurales et géochronologiques convergentes, qui définissent une séquence volcanique et métasomatique spatialement et temporellement cohérente.

• Les unités volcaniques précédemment désignées nAmo1 à nAmo5 localisées majoritairement au nord de la Formation de Voirdye, et en moindre partie au sud de cette même formation, constituent une nouvelle unité informelle d’âge néoarchéen qui correspond à l'« Épisode volcanique 2 », mais qui conserve l’appellation « Groupe du Lac des Montagnes ».

Les unités volcaniques précédemment désignées nAmo1 à nAmo5 localisées en grande partie dans la partie nord de la Formation de Voirdye, et en moindre partie au sud de cette même formation, constituent une nouvelle unité informelle d’âge néoarchéen qui correspond à l'« Épisode volcanique 2 », mais qui conserve l’appellation « Groupe du Lac des Montagnes ».

Formation de Voirdye

• L’unité sédimentaire quartzitique actuellement assignée à la Formation de Voirdye 3 (nAvrd3) devient, dans le cadre de cette révision stratigraphique, une nouvelle entité informelle d’âge mésoarchéen à néoarchéen précoce désignée « Épisode sédimentaire 1 ». Cette proposition repose principalement sur les données géochronologiques obtenues à partir d’analyses U-Pb sur zircons détritiques, lesquelles indiquent un âge maximal de sédimentation plus jeune que celui des unités volcaniques et intrusives sous-jacentes. Ces résultats confirment une déposition postérieure à l’« Épisode volcanique 1 », et appuient l’existence d’un hiatus stratigraphique significatif. La composition des populations de zircons hérités confirme également une provenance distincte, témoignant d’un épisode sédimentaire bien individualisé dans le temps et l’espace (figure 41 et figure 42).

• Le contact entre les quartzites de l’Épisode sédimentaire 1 (<2819,4 ±9 Ma; David, 2020a) et les roches métasomatiques attribuées à l’Épisode volcanique 1 (2854 ±11 Ma et 2839 ±6 Ma; Davis, 2023) est occupé par un mince lit (<10 m) de méta-exhalite/chert à magnétite-amphibole et de bandes laminées de grenat-magnétite-amphibole qui représente probablement un niveau exhalatif au sommet de la séquence volcanique, exprimant un hiatus dans le volcanisme. Les échantillons 2018-DB-1129 et 2021-CG-7043a ont aussi livré différentes populations de zircons hérités (<2914,0 ±4.8 Ma, <2848,5 ±4.2 Ma, <2903 ±14 Ma et <3336 ±20 Ma) provenant vraisemblablement du socle tonalitique (Complexe de Théodat 1).

• Le conglomérat (nAvrd1), le paragneiss à biotite ± grenat dérivé de wacke ± arénite (nAvrd2), la formation de fer à oxydes et silicates avec alternance de lits centimétriques à oxydes, localement à silicates (nAvrd4) et le paragneiss à biotite-grenat et à porphyroblastes de cordiérite ± sillimanite et niveaux centimétriques à décimétriques de grenatite (nAvrd5a), actuellement assignés à la Formation de Voirdye, correspondent à la nouvelle unité informelle d’âge néoarchéen nommée « Épisode sédimentaire 2 ».

Potentiel métallogénique lié à l'« Épisode volcanique 1 »

Les minéralisations à métaux usuels et précieux (Cu-Zn-Ag ± Au) des zones minéralisées du Lac Voirdye et du Lac Lemare-Ouest sont encaissées dans les roches volcaniques mésoarchéennes de l’« Épisode volcanique 1 »; elles sont interprétées comme étant d'origine syngénétique, prémétamorphiques et de type volcanogène (sulfures exhalatifs – SMV). Ces deux zones minéralisées constituent deux exemples de minéralisation à métaux usuels et précieux localisés au contact entre les sous-provinces d’Opatica et de La Grande (figure 42). Les âges synchrones mésoarchéens des roches volcaniques et métasomatiques de l’« Épisode volcanique 1 » avec les roches intrusives mésoarchéennes du Complexe de Théodat indiquent qu’une partie de ce complexe (Athe1) est synvolcanique. L’étude des altérations a permis de démontrer que les changements minéralogiques et géochimiques ont affecté aussi bien les roches volcaniques et qu'intrusives du secteur d’étude. Les roches volcaniques mésoarchéennes localisées à la marge sud de la CLM, le long du contact entre les sous-provinces d’Opatica et de La Grande, deviennent donc un métallotecte de premier ordre, comme le démontre la distribution spatiale des zones minéralisées dans les roches volcaniques ainsi que des regroupements d’échantillons altérés le long de ce contact. Le potentiel minéral de ces roches volcaniques était déjà bien connu dans ce secteur. Cependant, la nature, l’étendue et l’intensité du métasomatisme affectant localement les roches intrusives du Complexe de Théodat 1 le long de ce contact (lessivage des alcalis et excès d’aluminium [enrichissement relatif en Al], altérations potassique et magnésienne ± manganifère) ouvrent un nouveau secteur prospectif dans des unités intrusives constituant le socle ancien, lequel est habituellement considéré comme étant stérile. Ces roches possèdent donc un potentiel pour : i) des minéralisations de type porphyrique, ou ii) des minéralisations de type épithermal acide. Ce modèle, établi pour l’instant à la marge sud de la CLM, pourrait également s’appliquer à d’autres secteurs du territoire d’Eeyou Istchee Baie-James. Notamment, là où des portions de socles sialiques d’âge paléoarchéen à mésoarchéen, peu explorées, bordent des séquences volcano-sédimentaires mésoarchéennes à néoarchéennes précoces des sous-provinces de La Grande et d’Opatica, tel que :

La bande volcanique de la rivière La Grande (BVRLG) :

• Complexe de Gayot (~2880 à 2865 Ma; David et al., 2009);
• Formations de Mintisch, de Rouget, de Trieste, et Complexe de Laforge (~2845 Ma; David, 2019; Davis et al., 2015; David et al., 2011, 2012);
• Groupe de Guyer (~2820 à 2805 Ma; David et al., 2011, 2012).

La Ceinture de roches vertes de la Haute-Eastmain (CRVHE) :

• Formation d’Érasme (~2800 Ma; Davis et Sutcliffe, 2018b); et

Certains secteurs de la Sous-province d'Opatica :

• roches intrusives des plutons du Lac Rodayer (2833 ±6,8 à 2820 ±6 Ma; Ackerman et al., 2022, Davis et al., 1994) et de Digne (2814 ±7 Ma; Davis, 2019), du Complexe de Misasque (2795 ±5 Ma; Davis, 2019) et d’autres roches intrusives indifférenciées de la Sous-province d'Opatica, d'âge mésoarchéen et en contact avec des séquences supracrustales synchrones.

Contexte géodynamique au Mésoarchéen et rôle structural de la Zone de cisaillement de Poste Albanel

La Zone de cisaillement de Poste Albanel représente possiblement une faille précoce mésoarchéenne qui aurait joué un rôle important dans l’histoire géologique de la région. Cette structure a par la suite été réactivée à de nombreuses reprises durant les périodes géologiques subséquentes (Pedreira Perez et al., 2019; 2023, Bandyayera et Caron-Côté, 2021; 2023). Toutefois, dans le secteur étudié, elle ne correspond pas à la limite entre les sous-provinces d’Opatica et de La Grande, comme le démontrent les âges synchrones des unités volcaniques et intrusives. Il est toutefois possible que cette zone de cisaillement délimite une ancienne zone de paléorifting d’âge mésoarchéen (figure 42). Dans ce contexte, les roches volcaniques et métasomatiques de l’« Épisode volcanique 1 », ainsi que les quartzites à fuchsite et arénites quartzitiques de l’« Épisode sédimentaire 1 », constitueraient des niveaux repères marquant cette paléolimite. La présence des unités quartziques nous indique des conditions de stabilité tectonique et de faible subsidence en marge d’un craton d’âge paléoarchéen à mésoarchéen. Cette hypothèse est compatible avec les résultats de l’étude d’Eriksson et McClun (2024) qui démontrent que ces roches, soit les arénites quartzifères archéennes, se sont déposées lors de périodes de subsidence lente (<10 cm/1000 ans) consécutives à la stabilisation de blocs crustaux. L'écart important de ∼100 millions d’années entre l'âge principal de la source des zircons (~2915 à 2900 Ma) et la mise en place interprétée des sédiments quartzitiques de l’« Épisode sédimentaire 1 » (<2819,4 ±2,9 Ma) suggère que les unités affectées par l'érosion à cette époque étaient âgées entre ~2915 à 2900 Ma, et qu’il y avait possiblement un craton émergé formé de roches de ces âges dans la région du lac des Montagnes composées des complexes de Théodat 1, de la Hutte 1 et de Champion 1 (figure 42). Une analogie peut être établie avec la Formation d’Apple dans la partie nord de la Sous-province de La Grande, où les âges hérités des zircons (3554 à 3342 Ma; Davis et al., 2015) et l’âge de dépôt estimé des roches métasédimentaires de la Formation d’Apple (<2775 à <2751 Ma; Gauthier et al., 1997; Goutier et al., 2000) indiquent que seules les roches intrusives paléoarchéennes du Complexe de Langelier (3452 ±16 à 3326 ±4 Ma; Davis et al., 2014; Fleury, 2019) étaient exposées et soumises à l’érosion. Ces observations suggèrent qu’il y avait possiblement un petit craton émergé au Néoarchéen (∼2750 Ma) dans la région du lac Yasinski (Davis et al., 2015). De manière analogue, l’absence de zircons mésoarchéens dans la Formation d’Apple pourrait signifier que les unités plus jeunes, comme le Groupe de Guyer (2820,3 ±0,8 Ma à 2806,1 ±2,3 Ma; Goutier et al., 2002; David et al., 2011b; 2012), n’étaient pas encore exhumées ou se trouvaient dans un bassin versant distinct. Ces scénarios pourraient également s’appliquer aux quartzites de l’« Épisode sédimentaire 1 » et pourraient expliquer l’écart entre les âges maximaux de certaines composantes héritées de quelques échantillons géochronologiques (<2914,0 ±4,8 Ma, <2848,5 ±4,2 Ma, <2903 ±14 Ma; David, 2020a; Davis, 2023) et l’âge maximal de dépôt de <2819,4 ±2,9 Ma de ces roches dans la CLM, au sud, et dans la région du lac Yasinski, au nord.

Impact du métamorphisme sur les altérations hydrothermales

Le métamorphisme régional a significativement modifié les assemblages minéralogiques primaires issus des altérations syngénétiques précoces de type hydrothermal. Déjà dans les années 1990, Bernier (1992) avait émis l’hypothèse, en tentant d’identifier leurs protolites à l’aide des éléments immobiles, que les roches métasomatiques à grenat-anthophyllite-cordiérite-sillimanite-andalousite-quartz-sulfures du secteur d’étude étaient le produit d’une altération hydrothermale suivie d’un métamorphisme régional. Selon Bonnet et Corriveau (2007) et Corriveau et Spy (2014), la paragénèse analogue au faciès supérieur des amphibolites, pour la zone centrale et proximale chloritisée des cheminées hydrothermales, correspond à la présence de cordiérite, d’orthoamphibole (anthophyllite-gédrite), d'aluminosilicates (sillimanite, kyanite, andalousite), de grenat, de quartz, de plagioclase. De même, les zones à séricite-quartz-pyrite, indicatrices de fluides acides de moyennes températures, peuvent être recristallisées en muscovite, biotite, feldspath potassique selon le degré de métamorphisme et la composition du protolite. Les argiles smectitiques et illitiques, courantes en périphérie des systèmes hydrothermaux, sont quant à elles systématiquement transformées en micas blancs et/ou en silicates d’alumine (sillimanite, kyanite, andalousite). Les carbonates, également communs dans les zones périphériques, peuvent recristalliser en phases plus stables (ankérite, dolomite) ou être partiellement remplacés par des silicates calciques (trémolite, actinote).

Dans le secteur d’étude, malgré les transformations liées au métamorphisme, la répartition spatiale des assemblages minéralogiques dans les roches volcaniques semble préserver la zonation initiale des altérations hydrothermales typiques des systèmes exhalatifs volcanogènes (SMV). L’altération à Fe ± Mg-Mn-Al semble correspondre à la zone chloritisée à proximité d’un ancien évent hydrothermal (cheminée d’altération). Cette altération, formée à haute température et faible pH, serait proximale aux lentilles de sulfures massifs. Elle est observée à la fois dans les roches métasomatiques et les volcanites felsiques à intermédiaires et se caractérise par la présence de minéraux tels que : hornblende, biotite (chlorite), anthophyllite, phlogopite, sillimanite, andalousite, cordiérite, grenat (spessartine?), magnétite et sulfures. D’un point de vue géochimique, elle se traduit par des gains de masse en Fe₂O₃T ± MgO, MnO et par un lessivage important des alcalis (perte de masse en Na₂O, CaO, SrO, BaO ± K₂O).

Les niveaux de grenatite minéralisés et les brèches à quartz-sulfures (pyrrhotite, pyrite, chalcopyrite), documentées dans le niveau des roches métasomatisées (figure 6a, figure 6b, figure 6c, figure 6d et figure 42), pourraient être l’équivalent respectivement de niveaux de méta-exhalite et de stockwerk siliceux situés au cœur d’anciennes cheminées hydrothermales. Ces niveaux exhalatifs semblent constituer des niveaux favorables pour la mise en place des minéralisations syngénétiques exhalatives de type sulfures massifs volcanogènes dans la région d’étude.

L’altération potassique et alumineuse (K-Al), quant à elle, est interprétée comme l’équivalent à une séricitisation et/ou une altération argilique dans les modèles classiques de SMV non métamorphisés. Cette altération, formée à plus basse température et sous des conditions plus acides, serait localisée en périphérie des systèmes hydrothermaux. La présence courante de minéraux alumineux (sillimanite, andalousite) à proximité des conduits à haute température reflète un enrichissement résiduel en alumine, causé par un lessivage hydrothermal intense des alcalins avant le métamorphisme, dans un contexte de rapport fluide/roche élevé (Carpenter et Allard, 1982; Sillitoe et al., 1996; Galley et al., 2007; Dusel-Bacon, 2012).

Les roches mafiques (volcanites et métasomatites) mésoarchéennes du secteur d'étude affectées par une altération potassique et alumineuse (± magnésienne) se démarquent par la présence de micas foncés (biotite, phlogopite). Elles peuvent contenir également du grenat, quartz ± cordiérite ± sillimanite ± amphibole ± magnétite ± sulfures. Les roches volcanoclastites felsiques affectées par une altération potassique et alumineuse se distinguent par la présence d’une forte séricitisation et/ou biotitisation accompagnée, ou non, d’aluminosilicates, principalement de la sillimanite ou de l’andalousite en porphyroblastes ou en minces aiguilles de fibrolite ± microcline. Cette altération est caractérisée par des gains de masse en K₂O et BaO ainsi que des pertes de masses en Na₂O, SrO (± CaO ± MgO).

L’albitisation (Na) dans les volcanites felsiques n’est pas extensivement développée dans le secteur d’étude. Elle se démarque par la présence d’albite dans la roche. Cette altération est caractérisée par des gains de masse en Na₂O, SrO (± SiO₂) et par des pertes de masse en K₂O et BaO. 

Des altérations alumineuse, potassique, magnésienne ± manganifère affectent également les roches intrusives du Complexe de Théodat 1, soulignant leur implication dans les systèmes hydrothermaux précurseurs aux minéralisations. L’enrichissement en manganèse observé pourrait s’expliquer, en partie, par une contribution de systèmes exhalatifs volcanogènes — comme ceux associés aux gisements de Bousquet–LaRonde (Mercier-Langevin et al., 2007) ou à la mine Eastmain (Marleau et De Souza, 2021) — ou à des formations de fer, telles que le gîte aurifère d'Orfée (Bogatu et Huot, 2018; Bogatu, 2017). Ce type d’enrichissement est également documenté dans certaines unités exhalatives ou de formation de fer mésoarchéennes du Groupe du Lac des Montagnes, notamment à l’affleurement 22-DB-1014 (SGDAC n° 2022083157 : 1,97 % MnO, 211 ppm Zn; Bandyayera et Caron-Côté, 2023) et dans la zone favorable de Darveau 1. Dans cette zone favorable, des valeurs significatives et anomales en zinc (200 à 1000 ppm Zn), en cuivre (2000 ppm Cu) et en MnO (jusqu’à 2 %) ont été obtenus. Si les fluides hydrothermaux ayant altéré les unités exhalatives de la CLM proviennent des intrusions synvolcaniques du Complexe de Théodat 1 (Athe1), situées à la base de la séquence volcanique (figure 42), par conséquent l’enrichissement en manganèse observé dans ces intrusions pourrait s’expliquer par cette même circulation des fluides hydrothermaux.

Similarités avec d’autres gisements de sulfures massifs volcanogènes (SMV) métamorphisés

Les caractéristiques minéralogiques et géochimiques observées dans les roches mésoarchéennes de la CLM et de la Sous-province d’Opatica présentent certaines similarités avec plusieurs autres gisements d'origine syngénétique de type de sulfures massifs volcanogènes (SMV) métamorphisés, dont ceux-ci : 1) le gisement de classe mondiale de LaRonde - Penna, dans le camp minier de Bousquet-LaRonde, en Abitibi (Dubé et al., 2007), 2) les gisements d'Amulet, Waite, Lake Dufault et Newbec (Rosen-Spence, 1969), dans la région de Rouyn-Noranda, 3) le gîte polymétallique de Coulon, dans la région d’Eeyou Istchee Baie-James (Bouchard, 2019; Mathieu et al., 2016), 4) le gisement de Montauban, dans la Province de Grenville (Bernier et Maclean, 1993), 5) le gisement de Snow Lake, au Manitoba (Walford et Franklin, 1982; Bailes et al., 2016), et 6) les gisements dans le camp minier de la ceinture de Vihanti-Pyhäsalmi, en Finlande (Hokka, 2020).

Dans certains de ces gisements (p. ex. LaRonde-Penna, Bousquet 2–Dumagami et Bousquet 1; Dubé et al., 2007) l’altération alumineuse accompagnée d’un lessivage intense des alcalis constitue un indicateur clé de la présence de minerai aurifère et cuprifère en profondeur (Langevin-Mercier et al., 2007). Ces zones d'altérations stratiformes métamorphisées sont généralement bien exprimées sur le terrain et représentent des cibles directes pour l’exploration des gisements de sulfures massifs volcanogènes affectés par un métamorphisme aux faciès des amphibolites à granulites (Spry et al., 2022). Ces observations démontrent l’importance de bien comprendre les effets du métamorphisme sur les halos d’altération, ce qui constitue un enjeu fondamental pour la compréhension des paléosystèmes hydrothermaux, pour le développement de vecteurs géochimiques robustes en exploration minière et la vectorisation de la minéralisation.

Autres types de minéralisations potentiels associés à ces contextes

Implications pour l'exploration et autres études potentielles

Les résultats de cette étude entraînent des répercussions importantes, non seulement sur la compréhension géologique de la CLM, mais aussi sur les stratégies d’exploration minérale dans ce secteur d’Eeyou Istchee Baie-James. Ils confirment le potentiel de découverte de minéralisations d’origine syngénétique et prémétamorphique, notamment :

• des minéralisations porphyriques;  
• des minéralisations épithermales acides dans les unités intrusives constituant le socle ancien;
• des minéralisations exhalatives volcanogènes de type SMV dans les séquences volcano-sédimentaires.

Un autre apport majeur de cette étude réside dans la reconnaissance d’un métallotecte régional de premier ordre : la Zone de cisaillement de Poste Albanel. Celle-ci marque la limite structurale actuelle entre les sous-provinces de La Grande et d’Opatica et est interprétée comme une ancienne zone de paléorifting d’âge mésoarchéen. Les unités mésoarchéennes localisées le long de cette zone de faille majeure représentent des niveaux repères à l’échelle régionale.

À la lumière de ces résultats, les auteurs recommandent d'appliquer l’approche utilisée dans cette étude sur certains sites minéralisés, incluant les analyses géochronologiques et la géochimie des altérations, mais dans la portion orientale de la CLM (feuillets à l'échelle 1/50 000 : 32O16, 32P11, 32P13, 32P14 et 33A03) et sur la marge nord avec les unités du Complexe de Champion 1 dans la Zone de cisaillement de Nisk, afin de tester la validité régionale de ces interprétations.

Comme discuté précédemment, d'autres types de minéralisations pourraient également être associés au contexte géodynamique mésoarchéen en extension aux marges sud et nord de la CLM. Parmi les cibles prometteuses, la Suite intrusive mafique-ultramafique de Nasacauso, probablement d’âge mésoarchéen, mérite une attention particulière pour son potentiel en Ni-Cu-Co-EGP. Cette suite est située à proximité du contact entre les sous-provinces d’Opatica et de La Grande. À titre comparatif, la Suite mafique-ultramafique de Caumont, qui affleure sur la marge nord de la CLM, contient les gîtes à Ni-Cu-EGP de Nisk-1 et Nisk-1b (figure 42).

D’autres avenues de recherche pourraient être explorées, notamment une étude détaillée de la composition chimique de l'amphibole et du grenat dans les roches volcaniques altérées et les roches métasomatiques. Cette approche permettrait de documenter la zonation spatiale des altérations et de développer des outils de vectorisation vers les zones minéralisées.

Collaborateurs

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 en particulier notre lecteur critique et guide de terrain, Daniel Bandyayera, qui s’est profondément impliqué dans toutes les phases de ce projet. Nous remercions également Nicolas Talon et Samuel Nautin pour leur aide précieuse apportée durant la phase d’acquisition sur le terrain.

Références

Publications du gouvernement du Québec

Autres publications