Géologie de la région du ruisseau aux Alouettes, Sous-province de l’Abitibi, Eeyou Istchee Baie-James, Québec, Canada

Une nouvelle carte géologique résultant d’un levé réalisé à l’été 2022 a été produite à l’échelle 1/20 000 dans la région du ruisseau aux Alouettes (feuillet 32G13-SE), localisée à ~60 km à l’ouest de la ville de Chapais. Nos observations permettent une subdivision inédite des roches volcaniques de la moitié sud de la région, qui étaient auparavant indifféremment regroupées dans la Formation de Blondeau (sommet du second cycle volcanique du Groupe de Roy). Nous proposons neuf sous-unités variablement composées de roches volcaniques, soit des laves mafiques à felsiques qui sont massives ou coussinées, de roches volcanoclastiques intermédiaires et de roches sédimentaires détritiques. Au sud, le Blondeau est en contact stratigraphique avec les roches volcaniques mafiques de la Formation de Bruneau (base du second cycle volcanique du Groupe de Roy). Le Bruneau est en contact tectonique au sud avec la Suite intrusive de Lapparent, formée de différentes unités de roches intrusives intermédiaires à felsiques. Au nord, les roches sédimentaires détritiques de la Formation de Daubrée et du Groupe d’Opémisca sont en contact tectonique avec le Blondeau. Celui-ci est coupé par les gabbros et les roches intrusives ultramafiques du Filon-couche d’Esturgeon, désormais attribué à la Suite intrusive de Cummings, ainsi que par le pluton tarditectonique ou post-tectonique de La Ribourde. La Formation de Daubrée est coupée par trois intrusions appartenant à la Suite intrusive de Daine : les plutons de Rita, d’Amibe et de Saussure. La plupart des critères de polarité observés dans le Blondeau et le Daubrée montrent un sommet stratigraphique vers le NE. Quelques polarités vers le sud indiquent toutefois que la séquence volcano-sédimentaire de la région est affectée par des plis généralement serrés, aux axes à plongement faible et aux traces de plan axial parallèles au grain structural régional. En plus des zones minéralisées en métaux de base et précieux déjà rapportés dans la région, nos travaux font valoir quatre secteurs prometteurs associés à la présence de : i) zones d’altérations volcanogènes et de sulfures massifs dans des roches volcaniques intermédiaires coussinées du Blondeau (nAbl2b); ii) fragments de sulfures massifs dans des roches volcanoclastiques intermédiaires à cristaux de quartz bleuté du Blondeau (nAbl2f); iii) valeurs anomales en vanadium et en titane d’un gabbro quartzifère ferrifère du Complexe d’Esturgeon (nAest2b); et iv) zones d’altération à épidote ± sulfures distribuées dans des unités volcaniques à la périphérie du Pluton de La Ribourde qui montrent des similitudes avec un contexte métallogénique de type skarn.

Méthode de travail

Laboratoire de terrain

La prise de mesures sur les échantillons de roche en cassure fraîche et en face sciée a été effectuée en continu durant la campagne de cartographie. Les différentes mesures recueillies sont la densité, la susceptibilité magnétique et la photographie systématique (tableau ci-contre). Sous la supervision d’un géologue responsable, des étudiants préalablement formés ont réalisé la prise de mesures sur la majorité des lithologies principales observées en affleurement et sur certaines lithologies secondaires jugées significatives, comme celles d’origine volcanique ou minéralisées. Les mesures de propriétés physiques ont été acquises selon les protocoles établis par Christian Dupuis (Université Laval), en particulier celles de la susceptibilité magnétique et de la densité.

Travaux antérieurs

Le tableau ci-dessous présente une liste des travaux réalisés dans le secteur à l’étude depuis 1903. Il inclut aussi les références citées dans le rapport. Une liste plus exhaustive peut être trouvée dans la base de données documentaire EXAMINE.

Stratigraphie

Le schéma lithostratigraphique et la frise chronologique ci-contre présentent les unités lithostratigraphiques et lithodémiques de la région du ruisseau aux Alouettes insérées dans un cadre spatiotemporel. Une description détaillée des unités est disponible dans la fiche stratigraphique correspondante accessible en cliquant sur l’hyperlien associé.

La région cartographiée est située dans la partie NE de la Sous-province de l’Abitibi. Les deux tiers nord de la région exhibent des roches volcaniques et sédimentaires appartenant aux groupes de Roy et d’Opémisca. Ces roches sont coupées par différents types d’intrusions synvolcaniques à tarditectoniques ou post-tectoniques. La bande sud de la région comprend la partie nord-ouest de la Suite intrusive de Lapparent, laquelle est composée d’un ensemble d’unités plutoniques dans ce secteur.

Séquence volcano-sédimentaire

Le Groupe de Roy

Dans le secteur cartographié, le Groupe de Roy affleure essentiellement au sud de la route 113. Dans la région d’étude, il débute avec le second cycle volcanique, mais seules les formations de Bruneau et de Blondeau avaient été précédemment cartographiées. Nos observations, combinées à celles acquises par G. Bats durant son terrain de maîtrise (MERN, 2023, page 75) ont ainsi permis de redéfinir en carte les contacts entre ces formations et, surtout, de raffiner la stratigraphie du Blondeau qui est largement dominante dans la région.

La Formation de Bruneau (~2724 Ma; Davis et al., 2014) forme une bande curviligne, discontinue et orientée globalement E-W. Elle a une largeur comprise entre 50 et 500 m et une longueur atteignant ~25 km. La bande longe le contact nord de la Zone de cisaillement de Society qui sépare la séquence de roches volcano-sédimentaires des roches plutoniques de la Suite intrusive de Lapparent. Nos travaux ont permis d’observer quelques rares affleurements de basalte, de basalte andésitique et d’amphibolite (nAbnu1) d’affinité tholéiitique.

La Formation de Blondeau (<2721 Ma; Leclerc et al., 2012) inclut la quasi-totalité des roches volcaniques rencontrées durant nos travaux ainsi que des roches sédimentaires. Elle couvre plus du tiers de la surface cartographiée et forme une bande E-W de ~24 km de longueur et de 1,5 à 8,5 km de largeur. Au sud, les roches de la Formation de Blondeau surmontent stratigraphiquement celles de la Formation de Bruneau. Au nord, elles sont séparées des roches sédimentaires du Groupe d’Opémisca par la Zone de cisaillement de Kapunapotagen. Nos travaux ont permis de définir sept nouvelles unités informelles de roches volcaniques et deux unités de roches sédimentaires détritiques. Les unités volcaniques sont de natures variées et constituées : 1) d’andésite et de basalte coussiné (nAbl2a); 2) d’andésite coussinée avec des niveaux de sulfures massifs (nAbl2b); 3) de tuf à lapillis intermédiaire à amas d’amphibole (nAbl2c); 4) de lave cohérente et de roche volcanoclastique andésitique (nAbl2d); 5) de roche volcanoclastique andésitique à cristaux de feldspath (nAbl2e); 6) de roche volcanoclastique intermédiaire à cristaux de quartz bleuté et de feldspath (nAbl2f); et 7) de rhyodacite à amygdules de quartz (Abl3). Il existe peu d’information permettant de préciser les relations entre ces unités et notre schéma stratigraphique met plutôt l’accent sur les contacts entre celles-ci. De plus, la structure plissée de la région (voir section « Géologie structurale ») complique leur géométrie initiale. Cependant, en raison de la nature volcanique des roches, il semble que certaines unités doivent avoir une étendue assez restreinte. Toutes ces roches volcaniques se caractérisent par leur affinité calco-alcaline. Les roches sédimentaires détritiques sus-jacentes sont principalement constituées d’une unité de grès et de mudrock (nAbl4a). Celle-ci forme deux bandes NE-SW, dont la largeur varie entre 500 et 1400 m, localisées de part et d’autre du ruisseau aux Alouettes et se rejoignant en une seule bande orientée NW-SE dans la partie ouest de la région cartographiée. À l’est, entre la route 113 et la rivière Chibougamau, l’unité de grès et de mudrock passe latéralement à une unité de conglomérat polygénique à fragments jointifs de roches volcaniques intermédiaires à felsiques (nAbl4b). La plupart des fragments de ce conglomérat ont une composition semblable à celle des roches volcaniques directement sous-jacentes. Plusieurs affleurements montrent aussi jusqu’à 5 % de clastes centimétriques de sulfures massifs. Au nord de l’Anticlinal de Chibougamau, Duquette (1982) a noté la présence de conglomérat comparable dans la moitié supérieure du Blondeau. Dans ce secteur, le conglomérat est composé de fragments de roches volcaniques majoritairement felsiques et forme des lentilles disposées les unes sur les autres, de quelques centaines de mètres de longueur et de quelques mètres de largeur. Selon Duquette (1982), ce conglomérat aurait pour origine l’affaissement et la fragmentation des roches volcaniques directement sous-jacentes peu de temps après leur dépôt. Le conglomérat aurait alors rempli des chenaux d’érosion. Toutefois, comme l’unité nAbl4a recouvre en carte différentes unités volcaniques, on ne peut exclure la possibilité d’une discordance d’érosion à la base de l’ensemble des roches sédimentaires détritiques.

La Formation de Scorpion (nAsc) (~2716 Ma; David et al., 2012) constitue le sommet de Groupe de Roy. Elle se compose de basalte andésitique, de trachybasalte, de roche volcanoclastique mafique et de rhyodacite. L’unité forme une bande E-W (feuillet 32G14) qui vient se terminer sous la forme d’un biseau orienté E-W dans la partie est de la région cartographiée, à <1 km au nord de la route 113. Aucun affleurement de cette unité n’a été observé dans le cadre de nos travaux.

Le Groupe d’Opémisca

Approximativement le quart de la superficie de la région cartographiée est constitué de roches sédimentaires de la Formation de Daubrée (nAda), situé à la base du Groupe d’Opémisca (<2704 Ma; Leclerc et al., 2012). Ces dépôts d’arénite feldspathique, d’arénite arkosique, de mudstone et de conglomérat polygénique affleurent principalement au nord de la route 113.

Un affleurement de grès et de wacke (22-YD-2009) localisé en bordure du Pluton de Saussure a été décrit et celui-ci contient des niveaux riches en porphyroblastes de cordiérite. Sa présence nous a conduits à étendre la Suite métamorphique de Dôme (nAdoe1), une unité créée lors de nos précédents travaux dans la région du lac la Trêve (Daoudene et Beaudette, 2021). Elle comprend notamment des paragneiss à biotite ± andalousite ± cordiérite dérivés d’arénite, de wacke et de mudrock.

Les roches intrusives archéennes

Roches intrusives synvolcaniques

Le Filon-couche d’Esturgeon, initialement appelé le Complexe d’Esturgeon, correspond à un ensemble d’injections filoniennes composées de roches ultramafiques à mafiques. Dans la région cartographiée, ces injections coupent les formations de Bruneau et de Blondeau à proximité de la Zone de cisaillement de Society. Le filon-couche forme une bande orientée grossièrement E-W, longue de ~25 km et large de 250 à 800 m. Notre interprétation de l’imagerie magnétique (Keating et D’Amours, 2010) nous porte à croire que cette bande est segmentée par des zones de cisaillement NW-SE et E-W dans le secteur où elle dessine en carte un pli en « Z » (voir section « Géologie structurale »). Dans la région cartographiée, le Filon-couche d’Esturgeon est composé de pyroxénite et de péridotite (nAest1), de gabbro magnésien (nAest2a) et de gabbro quartzifère ferrifère (nAest2b). Étant donné les caractéristiques pétrographiques des roches, leur affinité tholéiitique et leur mise en place contemporaine ou postérieure au Blondeau, le Filon-couche d’Esturgeon a été officiellement intégré à la Suite intrusive de Cummings, datée à ~2716 Ma (Mortensen, 1993). Duquette (1970) avait déjà proposé que les roches de ce filon-couche soient une extension vers l’ouest de celles du Filon-couche de Ventures. De plus, Leclerc et Daoudene (2021) ont reconnu des roches chimiquement comparables à celles du Filon-couche de Bourbeau au sud du lac des Deux Orignaux, à une vingtaine de kilomètres à l’est de la région cartographiée. La Suite intrusive de Cummings est contemporaine à la mise en place de la Formation de Scorpion; ce que Duquette (1982) et Charbonneau et al. (1991) avaient déjà proposé. 

Roches intrusives syndéformation à postdéformation régionale

Le Pluton de La Ribourde (nAlri) est constitué de granite rose à grain moyen peu ou non déformé. Il montre localement une légère foliation dont la trajectoire semble épouser la forme arrondie du pluton. Celui-ci mesure ~2 km de diamètre et coupe les roches de la Formation de Blondeau.

La Formation de Daubrée est l’hôte de trois plutons. Le plus jeune, le Pluton de Rita (nArit), est constitué de diorite et était antérieurement interprété comme un filon-couche plissé (Charbonneau et al., 1991). Cependant, l’imagerie magnétique (Keating et d’Amours, 2010) ne confirme pas une telle structure. En outre, nos analyses géochimiques montrent des roches d’affinité calco-alcaline riches en potassium ou shoshonitiques, qui se distribuent dans le champ des sanukitoïdes du diagramme 2*A/CNK – Na₂O/K₂O – 2*FMSB de Laurent et al. (2014). Ces caractéristiques correspondent également à plusieurs intrusions d’affinité alcaline de la région, ce qui a mené à l’intégration du Pluton de Rita dans la Suite intrusive de Daine. Cette dernière comprend aussi dans la région cartographiée le Pluton de Saussure (nAsau), formé de syénite et de syénite quartzifère, le Pluton d’Amibe (nAami), constitué de monzonite quartzifère porphyroïde à phénocristaux de feldspath potassique. Ces deux intrusions coupent le Pluton de Rita.

La Suite intrusive de Lapparent

Les roches de la Suite intrusive de Lapparent, qui dominent la partie SE de la zone cartographiée, sont séparées des roches volcaniques du Groupe de Roy par la Zone de cisaillement de Society. Dans la région du présent levé, la Suite intrusive de Lapparent comprend une unité informelle (nAlap1), la Granodiorite de l’Ouest (nAgro) et le Pluton de Houghton (nAhou).

La Suite intrusive de Lapparent (nAlap1), datée entre 2710 et 2716 Ma (Mortensen, 1993; Augland et al., 2016), comprend notamment une unité de gneiss et de migmatite de composition tonalitique à dioritique localisée au sud-est de la rivière Chibougamau qui affleure peu dans le secteur cartographié.

La Granodiorite de l’Ouest est formée de granodiorite porphyrique à phénocristaux de microcline et de granodiorite équigranulaire (nAgro) légèrement foliée, d’affinité calco-alcaline à tholéiitique. Elle est datée à ~2700 Ma (Mortensen, 1993) et affleure principalement le long de la bordure nord du massif, au nord de la rivière Chibougamau.

Le Pluton de Hougton (nAhou) forme une vaste intrusion localisée dans le coin sud-est de la zone cartographiée, au sud de la rivière Chibougamau. Dans ce secteur, on reconnaît une unité de diorite, diorite quartzifère et monzodiorite (nAhou1a) ainsi qu’une unité de monzonite et monzonite quartzifère (nAhou1b). Bien qu’aucune relation de recoupement n’ait été observée entre les deux unités, la première semble encercler en carte la seconde. Les roches du Pluton de Houghton possèdent une affinité calco-alcaline, et celles de l’unité nAhou1b sont riches en potassium. Les analyses géochimiques montrent aussi que le Pluton de Houghton se place dans le champ des sanukitoïdes du diagramme 2*A/CNK – Na₂O/K₂O – 2*FMSB de Laurent et al. (2014). Le Pluton de Houghton se démarque ainsi de la Granodiorite de l’Ouest qui se trouve dans le champ des TTG. Le pluton n’a pas été daté à ce jour, mais puisqu’il est peu ou non déformé (sauf à proximité de la Zone de cisaillement de Society), il pourrait s’être mis en place après la Granodiorite de l’Ouest (nAgro).

Lithogéochimie

La lithogéochimie des unités de la région du ruisseau aux Alouettes est présentée séparément sous la forme de tableaux.

Géologie structurale

DOMAINES STRUCTURAUX

Sur la base de critères lithologiques, structuraux, métamorphiques et géophysiques, nous avons subdivisé la région cartographiée en quatre domaines structuraux, lesquels sont séparés par trois zones de cisaillement régionales. Leur description détaillée est disponible en cliquant sur l’hyperlien correspondant. La carte structurale présente la répartition des différents domaines, alors que la coupe structurale propose une interprétation de la disposition en profondeur des unités stratigraphiques et lithodémiques qui les composent.

Les domaines structuraux de Daine (DSdai), de La Ribourde (DSrib) et aux Alouettes (DSalo) sont composés d’ensembles volcaniques ou sédimentaires encaissant différents types d’intrusions; certaines sont synvolcaniques, alors que d’autres sont tarditectoniques à post-tectoniques. Le Domaine structural de Daine comprend une séquence de roches sédimentaires détritiques appartenant au Groupe d’Opémisca. Les domaines structuraux de La Ribourde et aux Alouettes englobent des séries volcaniques et sédimentaires du Groupe de Roy. Au sud de la région cartographiée, le Domaine structural de Houghton (DShou) est exclusivement composé d’unités de roches plutoniques intermédiaires à felsiques. Ce domaine est compris dans la Suite intrusive de Lapparent.

Les zones de cisaillement de Kapunapotagen (ZCkap) et de Kreighoff (ZCkre) séparent les domaines de roches volcano-sédimentaires. La première coupe régionalement le flanc sud du Synclinal de Chapais, à l’est de la région cartographiée (Daigneault et Allard, 1984; Charbonneau et al., 1991; Leclerc et Daoudene, 2021) et sépare des domaines ou affleurent les roches sédimentaires du Groupe d’Opémisca, au nord, de domaines constitués par les roches volcaniques du Groupe de Roy, au sud. La Zone de cisaillement de Society (ZCsoc) délimite les roches volcano-sédimentaires du Domaine structural aux Alouettes, au nord, des roches intrusives du Domaine structural de Houghton, au sud.

CHRONOLOGIE DES PHASES DE DÉFORMATION

Les fabriques régionales de la partie NE de la Sous-province d’Abitibi sont communément attribuées à trois phases de déformation D₁, D₂ et D₃ (voir Daigneault et al., 1990; Benn et al., 1992; Sawyer et Benn, 1993; Daoudene et al., 2016; 2022; Daoudene et Beaudette, 2021), mais seules les deux dernières sont couramment mentionnées.

Dans le Lexique structural, la fabrique principale (c’est-à-dire, celle qui prédomine) d’un domaine est, par définition, associée à la phase D_n. Les phases antérieures sont désignées D_n-1, D_n-2, etc., et les phases postérieures D_n+1, D_n+2, etc. Il est aussi important de rappeler que, dans le lexique, la phase D_n d’un domaine ne correspond pas nécessairement à celle des domaines voisins.

Dans le cadre de la région cartographiée, nous corrélons les phases de déformation décrites dans les fiches du lexique des domaines structuraux et des zones de cisaillement de la façon suivante :

• la phase D_n des domaines structuraux de Daine, de La Ribourde, aux Alouettes et de Houghton et des zones de cisaillement de Kapunapotagen et de Society se rapporte à D₂;
• la phase D_n+1 du Domaine structural aux Alouettes et la phase D_n de la Zone de cisaillement de Kreighoff sont associées à D₃.

Stratification S₀ et polarité

La stratification S₀ est couramment observée dans la région cartographiée. Elle s’exprime principalement par l’alternance de niveaux de granulométrie différente dans les séquences sédimentaires détritiques (conglomérat, grès, mudstone, etc.) ou dans les ensembles de roches volcanoclastiques (tufs à cristaux, à lapillis ou à blocs) des formations de Blondeau et de Daubrée. La S₀ est globalement orientée NW-SE dans la partie occidentale de la zone cartographiée et NE-SW dans la partie orientale. En général, son pendage est abrupt et essentiellement dirigé vers le nord (voir section « Autres fabriques » de la fiche du Domaine structural aux Alouettes).

Plusieurs affleurements de roches sédimentaires de l’unité nAbl4 de la Formation de Blondeau, mais aussi de la Formation de Daubrée, montrent des niveaux gréseux granoclassés et, plus localement, des successions de bancs interprétés comme des séquences de Bouma (1962; voir la fiche du Domaine structural aux Alouettes). La plupart des polarités stratigraphiques déduites de ces marqueurs indiquent un sommet de l’ensemble sédimentaire et volcanique régional globalement dirigé vers le nord (voir aussi Charbonneau et al., 1991). Cependant, des polarités orientées vers le sud ont été observées par endroits, ce qui implique que les roches volcaniques et sédimentaires de la région sont affectées par des plis. Ces derniers présentent une trace de plan axial orientée NW-SE ou NE-SW et possèdent un axe probablement faiblement plongeant, étant donné qu’aucune charnière n’a pu être clairement identifiée, que ce soit sur le terrain ou bien en carte avec la trajectoire de la S₀. Le développement de ces plis est probablement associé à la phase de déformation D₂.

Phase de déformation D₂

La phase de déformation D₂ a engendré des fabriques omniprésentes dans la région cartographiée, mais variablement exprimées d’une unité à l’autre.

La fabrique planaire S₂ est modérément à fortement développée dans les ensembles de roches volcaniques et sédimentaires des groupes de Roy et d’Opémisca. Dans ces unités, elle correspond à une foliation généralement diffuse marquée par l’aplatissement des éléments de la roche (cristaux et amygdules de quartz, fragments lithiques, amas de minéraux ferromagnésiens, etc.) et par l’orientation préférentielle des minéraux ferromagnésiens (amphibole, mica, chlorite, etc.). Dans les secteurs les moins métamorphisés de la carte, la S₂ s’exprime aussi comme une schistosité aux plans finement espacés. Les roches intrusives ultramafiques et mafiques du Filon-couche d’Esturgeon, moins affectées par la déformation D₂, montrent également une foliation S₂ diffuse, généralement de faible intensité. Dans les unités plutoniques intermédiaires à felsiques, la S₂ est communément peu marquée, voire absente dans le Pluton de Houghton, loin de la Zone de cisaillement de Society, ou dans le Pluton d’Amibe.

En carte, la S₂ est globalement orientée NW-SE dans la partie occidentale du Domaine structural aux Alouettes et NE-SW dans la partie orientale. Elle est grossièrement orientée E-W dans les domaines structuraux de La Ribourde et de Daine, mais elle épouse ici la forme des masses plutoniques. Dans ces domaines de roches supracrustales, les directions de la S₂ sont subparallèles aux traces des plans axiaux des plis de la S₀ (voir ci-dessus). Pour cette raison, ces plis sont donc probablement associés à la phase de déformation D₂. Parallèlement, la trajectoire de la S₂ et la distribution des pôles de mesures semblent indiquer la présence d’une vaste antiforme orientée NE-SW à E-W dans le Domaine structural de Houghon. Même si c’est la S₂ qui paraît plissée, nous rattachons cette antiforme à la phase D₂ étant donné ses caractéristiques géométriques.

Ainsi, les fabriques associées à la phase D₂ sont compatibles avec un épisode de raccourcissement crustal horizontal N-S (voir Daigneault et al., 1990; Daoudene et al., 2014; 2016; 2022). De plus, la S₂ porte une linéation minérale et d’étirement L₂ qui a été principalement observée et mesurée dans le Domaine structural aux Alouettes. Celle-ci est marquée par l’étirement des fragments lithiques dans les roches volcaniques ou encore l’alignement préférentiel des grains d’amphibole dans des roches intrusives. Elle montre un plongement globalement fort vers le NE, ce qui indique que le raccourcissement durant la phase de déformation D₂ a été accommodé par des mouvements verticaux.

Des mouvements verticaux durant D₂ sont cohérents avec la cinématique de deux zones de cisaillement régionales traversant d’est en ouest la région cartographiée (voir la coupe structurale ci-dessous). Au sud, le fonctionnement de la Zone de cisaillement de Society a permis la remontée des roches plutoniques du Domaine structural de Houghton, au sud, par rapport aux roches des domaines supracrustaux, au nord. Plus au nord, la Zone de cisaillement de Kapunapotagen a entrainé l’enfouissement de la séquence sédimentaire détritique de la Formation de Daubrée, au nord, par rapport à l’ensemble volcanique et sédimentaire de la Formation de Blondeau, au sud, et plus généralement du Groupe de Roy (Daigneault et Allard, 1990; Charbonneau et al., 1991; Leclerc et al., 2011; Leclerc et Houle, 2013; Leclerc et Daoudene, 2021).

Phase de déformation D₃

La région cartographiée est coupée par un grand nombre de structures de différentes natures attribuables à une seconde phase de déformation régionale D₃.

À l’ouest du Domaine structural aux Alouettes, plusieurs zones de cisaillement d’épaisseur décamétrique coupent la Formation de Blondeau et le Filon-couche d’Esturgeon. Elles sont globalement orientées NW-SE à E-W et forment un réseau de bandes anastomosées, dans lesquelles la foliation S₃ est généralement mylonitique. Une linéation minérale et d’étirement L₃ est localement bien développée à proximité du Filon-couche d’Esturgeon, le long duquel se concentrent les corridors de déformation. La L₃ est soulignée par l’alignement préférentiel d’amas chloriteux allongés dans les roches volcaniques et par l’étirement des minéraux ferromagnésiens dans les roches intrusives. Elles sont généralement dirigées vers le NW et leur plongée est faible, ce qui implique un mouvement décrochant largement dominant le long des zones de cisaillement D₃.

Tout porte à croire que les zones de cisaillement D_3 concentrées autour du Filon-couche d’Esturgeon constituent la terminaison SE de la Zone de cisaillement de Nottaway. En effet, celle-ci s’étend vers le NW sur ~270 km dans une direction NW-SE et présente un mouvement décrochant dextre (voir Daigneault, 1996; Daoudene et al., 2014, 2016, 2022; Bandyayera et Daoudene, 2017, Leclerc et Caron-Côté, 2017). La Zone de cisaillement de Kreighoff appartient probablement à cette famille, étant donné qu’elle présente des linéations d’étirement à faible plongement. Son fonctionnement semble avoir tout de même entrainé une légère remontée du Domaine structural de La Ribourde par rapport au Domaine structural aux Alouettes (voir section « Métamorphisme » ci-dessous).

Parallèlement, à l’ouest du ruisseau aux Alouettes, le Filon-couche d’Esturgeon est affecté par un pli en « Z » segmenté par des zones de cisaillement D₃ principalement dextres. La forme de ce pli est aussi compatible avec une phase de déformation en composante principale décrochante dextre le long d’une direction NW-SE, et donc avec le fonctionnement de la Zone de cisaillement de Nottaway. Avec l’intensité croissante du cisaillement, les zones de cisaillement D₃ auraient progressivement segmenté le filon-couche durant son plissement.

Dans la partie est de la région cartographiée, un réseau de failles kilométriques orientées NE-SW, dont le jeu apparent est senestre, traverse les domaines structuraux aux Alouettes, de Daine et de Houghton ainsi que les zones de cisaillement qui les séparent. Ces failles qui ont été déduites de l’imagerie magnétique (Keating et D’Amours, 2010) prolongent vers les SW la Zone de cisaillement de Lamarck (voir Leclerc et Daoudene, 2021). Pour cette raison, il semble qu’elles soient aussi associées à la phase de déformation D₃ et qu’elles formeraient des zones de déformation conjuguées aux corridors de déformation NW-SE dextres.

Métamorphisme

La carte ci-contre présente les assemblages de minéraux indicateurs de conditions métamorphiques particulières observés dans des échantillons de roches volcaniques et sédimentaires de la région du ruisseau aux Alouettes. Elle montre aussi la répartition régionale des faciès métamorphiques estimés à partir de ces assemblages et des microstructures de déformation de quelques roches intrusives quartzo-feldspathiques du Domaine structural de Houghton.

La région montre de nombreux domaines métamorphiques associés à des conditions variant du faciès inférieur des schistes verts à celui des amphibolites. L’empreinte métamorphique est essentiellement associée à un épisode tectonique régional, mais elle est aussi localement le fruit de la mise en place tardive de plutons.

MÉTAMORPHISME RÉGIONAL

Au nord, dans le Domaine structural de Daine, les roches sédimentaires détritiques de la Formation de Daubrée montrent des structures primaires très bien préservées, en particulier le litage et le granoclassement au sein des séquences gréseuses. Elles possèdent généralement des assemblages à séricite ± calcite ± chlorite ± biotite, des minéraux indicateurs du métamorphisme qui marquent généralement la fabrique planaire S₂. Ces caractéristiques structurales et minéralogiques indiquent que les roches de ce domaine ont enregistré des conditions métamorphiques de faible température au faciès inférieur des schistes verts.

Au sud de la Zone de cisaillement de Kapunapotagen, les domaines supracrustaux montrent une zonation métamorphique hétérogène. Dans la majeure partie du Domaine structural aux Alouettes, les roches volcaniques et sédimentaires de la Formation de Blondeau contiennent des assemblages à chlorite-séricite-calcite ± épidote impliquant des températures typiques du faciès inférieur des schistes verts (300 à 400 °C). Les feuillets de chlorite et les paillettes de séricite soulignent la fabrique S₂. Par endroits, la présence de biotite brunâtre marquant aussi la S₂ semble toutefois indiquer que les conditions métamorphiques ont localement atteint le faciès moyen des schistes verts (~400 °C) durant D₂. Des conditions de température comparables ou légèrement plus élevées ont affecté le Domaine structural de La Ribourde. En effet, les roches volcaniques de ce domaine exhibent des assemblages à amphibole-biotite-chlorite-épidote ± séricite ± calcite, dont les trois premiers minéraux soulignent généralement la S₂. L’amphibole forme ici un mélange en proportions variables d’actinote, de trémolite et de hornblende, mais la première prédomine sur les deux autres. La faible abondance de hornblende met indiquerait que la transition schistes verts–amphibolites n’a généralement pas été atteinte dans le Domaine structural de La Ribourde. Les caractéristiques pétrologiques des roches de ce domaine sont cohérentes avec les conditions métamorphiques des faciès moyen ou supérieur des schistes verts. Par endroits, la présence de hornblende et, plus localement encore, de porphyroblastes de grenat laisse penser que certains secteurs très retreints du domaine ont enregistré des températures atteignant au moins la transition schistes verts–amphibolites.

La différence de conditions métamorphiques entre les domaines structuraux aux Alouettes et de La Ribourde pourrait s’expliquer par le fonctionnement de la Zone de cisaillement de Kreighoff. Bien que les rares mesures de linéation semblent indiquer une composante principalement décrochante, le fonctionnement de la zone de déformation aurait permis une légère exhumation du Domaine structural de La Ribourde par rapport au Domaine structural aux Alouettes durant D₃.

En se rapprochant de la Zone de cisaillement de Society vers le sud, la biotite devient plus commune dans le Domaine structural aux Alouettes. Elle prend aussi une couleur marron à orange foncé caractéristique de biotites formées à haute température. L’amphibole est également plus abondante et se compose d’un mélange d’actinote et de hornblende; la seconde apparaît en proportion plus importante que la première. De plus, des affleurements de roches intermédiaires ou mafiques montrent du grenat, généralement en faible quantité et couramment très altérés. La présence de ce minéral indiquerait que des conditions de températures supérieures à 400 ou 450 °C ont été atteintes. Ainsi, les assemblages de minéraux indicateurs à actinote/hornblende-biotite ± grenat le long de la bordure sud du Domaine structural aux Alouettes impliquent que les roches ont ici atteint les conditions métamorphiques de la transition schistes vert–amphibolites ou du faciès inférieur des amphibolites.

Dans le Domaine structural de Houghton, les caractéristiques pétrographiques des roches quartzo-feldspathiques semblent montrer que la déformation D₂ est associée à des conditions métamorphiques typiques du faciès des amphibolites. En effet, les bordures généralement arrondies entre les grains de quartz et de feldspath impliquent la migration des joints de grains lors d’un processus de recristallisation dynamique à haute température. Des évidences de recristallisation dynamique à plus basse température sont tout de même observées en lame mince. Par exemple, des porphroclastes de plagioclase sont entourés d’une couronne de recristallisation fine, tandis que de gros grains de quartz montrent des sous-domaines en rotation et même, localement, le bourgeonnement de petits grains le long de leur bordure. Ces caractéristiques nous portent à croire qu’une partie de la déformation régionale dans le Domaine structural de Houghton s’est déroulée en contexte rétrograde.

MÉTAMORPHISME DE CONTACT

Selon, Charbonneau et al. (1991), le Pluton de La Ribourde est encerclé d’une auréole métamorphique dont l’épaisseur maximale semble atteindre en carte un peu plus d’un kilomètre. Cependant, aucune précision n’est fournie quant à la nature de cette auréole. Par ailleurs, nos observations ne nous permettent pas de mettre en évidence un quelconque métamorphisme de contact autour de ce pluton. En revanche, l’affleurement 22-YD-2009 de la Suite métamorphique de Dome présente une alternance de bancs de grès et de wackes, ces derniers étant riches en porphyroblastes de cordiérite. Ainsi, la zone de métamorphisme de contact que nous avions déjà identifiée plus au nord autour du Pluton de Saussure (Daoudene et Beaudette, 2021) se poursuit ici dans la région cartographiée. La rareté des affleurements dans le Domaine structural de Daine ne permet pas de discuter de la présence ou non d’une auréole métamorphique autour des autres masses plutoniques.

Géologie économique

Minéralisations connues de la région d’étude

Un total de dix zones minéralisées étaient déjà connues avant notre passage à l’été 2022. Celles-ci sont principalement contenues dans les roches volcano-sédimentaires de la Formation de Blondeau, soit sous forme de sulfures massifs et disséminés, ou encore de veinules. Le tableau des zones minéralisées ci-dessous présente les résultats d’analyses pour les dix zones minéralisées connues dans le secteur.

Parmi ces indices, les zones minéralisées Umex 132 et Umex-2 contiennent des valeurs en Cu-Ag ± Zn associées à des sulfures massifs. Ayant été reconnus en forage, ils ont été travaillés entre autres au début des années 1970 par la compagnie Union Minières Exploration (UMEX), dans les années 1980 par Falconbridge (Fortin, 1982) et, plus récemment, par la SOQUEM (Béland et Fortin-Rhéaume, 2019) et MPV exploration (Clairet et Guérin-Tremblay, 2019).

Deux autres zones minéralisées ont été découvertes dans les années 1980. La première, 81-LRB-I-1, contient une minéralisation de Zn-Cu-Ag dans un basalte qui a été découverte en forage par SEREM (Cornet et Girard, 1981b). La deuxième, CW-14, identifiée lors d’une campagne menée par Minnova, contient une minéralisation de Zn-Cu ± Au dans des veinules et disséminée dans les plans de schistosité de la roche encaissante (Ouellet et Légaré, 1988).

Les travaux de la SOQUEM de 2014 à 2018 ont également mis au jour six zones minéralisées (Béland et Rhéaume, 2019). Ces dernières sont encaissées dans des mudstones graphiteux (1384-16-01, 1384-16-02 et 1384-16-15), des roches volcaniques mafiques (1384-16-10-A et 1384-16-10-B) et dans un dyke felsique (Ruisseau aux Alouettes).

Zones minéralisées connues dans la région du ruisseau aux Alouettes

(D) : Forage au diamant; (G) : Échantillon choisi

Minéralisations méconnues de la région d’étude

Le tableau des analyses lithogéochimiques des métaux d’intérêt économique donne la localisation, la description et les résultats d’analyse pour 32 échantillons choisis dans le but d’évaluer le potentiel économique de la région.

À l’issue des travaux effectués à l’été 2022, quatre zones favorables ont été identifiées. Celles-ci peuvent être regroupées en trois types de minéralisation :

• minéralisation polymétallique associée à des altérations volcanogènes dans la Formation de Blondeau;
• minéralisation magmatique en Fe-Ti-V ± Cr associée à des intrusions mafiques à ultramafiques dans le Complexe d’Esturgeon;
• minéralisation polymétallique dans un skarn associé à un porphyre.

Minéralisation polymétallique associée à des altérations volcanogènes

Zones d’altérations volcanogènes et de sulfures massifs dans la Formation de Blondeau

La zone favorable du kilomètre 274 forme une zone lenticulaire orientée E-W dans la Formation de Blondeau de ~1,5 km de largeur et de ≥7 km de longueur. Celle-ci est coupée par la route 113 à ~60 km à l’ouest de la ville de Chapais. Dans ce secteur, Charbonneau et al. (1991) rapportaient déjà une zone minéralisée de ~5 km de longueur et de 100 m de largeur, caractérisée par la présence de sulfures « de fer » disséminés ou massifs. Selon ces auteurs, les sulfures massifs forment des lentilles d’épaisseur décimétrique et de longueur métrique au sein d’une brèche volcanique polygénique. Lors du présent levé, nous avons observé une lentille de sulfures massifs (affleurement 22-YD-2053) dans une roche volcanique intermédiaire coussinée (unité nAbl2b). À ~600 m vers l’ouest, un niveau de tuf à lapillis et à blocs (nAbl2c) montre une altération diffuse en silice ainsi qu’une altération localisée en chlorite verte sous la forme de bandes métriques plus ou moins continues (affleurement 22-MB-1069). La zone favorable pourrait correspondre à la partie proximale d’un système d’altération volcanogène. La zone de contact entre les unités informelles nAbl2b et nAbl2c est un métallotecte de premier ordre pour des minéralisations de type SMV.

Fragments de sulfures massifs dans les roches volcanoclastiques de la Formation de Blondeau

La zone favorable de Renaud NO se superpose à l’unité des roches volcanoclastiques intermédiaires à cristaux de quartz bleuté de la Formation de Blondeau (nAbl2f). À l’affleurement 21-MB-3114, le tuf présente jusqu’à 3 % de fragments centimétriques à décimétriques de sulfures massifs. Malgré le caractère polygénique des fragments, la composition minéralogique, l’affinité magmatique et le profil multiélément montrent une forte homogénéité au sein de l’unité. Cette caractéristique semble indiquer que la source des fragments de sulfures massifs est proximale et se situe dans la Formation de Blondeau. De plus, l’absence de fragments mafiques potentiellement associés à la Formation de Bruneau sous-jacente pourrait indiquer que la source est localisée à <1500 m au SW. En revanche, les roches de l’unité nAbl2d montrent une déformation généralement intense; les fragments sont très aplatis et une linéation d’étirement fortement plongeante est présente. La source des fragments de sulfures massifs pourrait donc être localisée à plusieurs kilomètres dans la direction NW-SE (direction moyenne de la foliation régionale dans le secteur), ou en profondeur.

Minéralisation magmatique en Fe-Ti-V ± Cr associée à des intrusions mafiques à ultramafiques

La zone favorable d’Esturgeon est localisée dans le Filon-couche d’Esturgeon, un filon-couche qui coupe la Formation de Blondeau. Il est formé de différentes unités composées de gabbro, de pyroxénite et de péridotite. Les roches du filon-couche sont généralement peu ou non déformées, mais elles sont localement affectées par une foliation très fortement développée dans des corridors décimétriques à métriques. Une des unités du filon-couche semble avoir un intérêt économique pour les minéralisations en Fe-Ti-V. En effet, quatre de nos échantillons de gabbro quartzifère ferrifère (nAest2b) présentent des valeurs anomales en vanadium (786 à 1100 ppm V) et en titane (1,86 et 2,45 % TiO₂). De plus, six analyses provenant de roches sélectionnées dans les autres unités du filon-couche montrent aussi des valeurs anomales ou significatives en chrome (1100 à 2700 ppm Cr). Le potentiel en Fe-Ti-V ± Cr est aussi appuyé par des échantillons de forage (Béland et D’Ambroise, 2017), dont les teneurs en vanadium (320 à 742 ppm V) et en chrome (440 à 1060 ppm Cr) sont comparables.

Le Filon-couche d’Esturgeon est aussi une cible pour la prospection de minéralisations magmatiques de Ni-Cu (± EGP); un échantillon contenant 5 % de pyrite, 5 % de pyrrhotite et des traces de chalcopyrite contient d’ailleurs 469 ppm Cu (Poirier, 1997). D’autre part, une dizaine d’échantillons prélevés à l’été 2022 contiennent jusqu’à 1 % de pyrite et de pyrrhotite en grains ou en amas de grains submillimétriques ou millimétriques finement disséminés et, dans certains cas, des traces de chalcopyrite.

Zone d’altération de type skarn en périphérie du Pluton de la Ribourde

Les roches volcaniques de la Formation de Blondeau situées autour du Pluton de la Ribourde (granite porphyroïde) présentent une altération hydrothermale de type skarn similaire à celle du gisement d’Au-Ag-Cu d’Akasaba (Pilote et al., 2000). L’intensité de l’altération est très hétérogène d’un affleurement à l’autre et s’étend sur un large périmètre (zone favorable de la Ribourde). En effet, elle a été reconnue jusqu’à une distance de ~2 km de la bordure du pluton. En affleurement, elle se traduit par la présence de veines à épidote d’épaisseur centimétrique à décimétrique. Certaines veines contiennent de la magnétite, de la pyrite, jusqu’à 1 % de chalcopyrite et de la malachite (analyses à venir; affleurement 22-YD-2052). Le potentiel en minéralisations polymétalliques de la zone favorable est appuyé par l’analyse d’un échantillon de basalte altéré montrant des valeurs élevées de 0,3 % Cu et de 49 ppb Au (échantillon 18-JDFR-009; Béland et Fortin Rhéaume, 2019).

Problématiques à aborder dans le cadre de futurs travaux

Nos travaux améliorent grandement les connaissances géologiques de la région du ruisseau aux Alouettes, particulièrement en ce qui concerne la stratigraphie, la structure, le métamorphisme et la métallogénie. Parmi les points saillants, nous retenons :

• la stratigraphie inédite de la Formation de Blondeau basée sur des critères pétrographiques et géochimiques;
• l’attribution du Filon-couche d’Esturgeon et du Pluton de Rita à la Suite intrusive de Cummings et à la Suite intrusive de Daine, respectivement;
• la subdivision de la région en quatre domaines structuraux et en trois zones de cisaillement régionales;
• l’évolution tectonique en deux phases de déformation régionales;
• la zonation métamorphique variant du faciès inférieur de schistes verts au faciès des amphibolites;
• l’identification de quatre nouvelles zones favorables à l’exploration de nouvelles ressources minérales.

Malgré tout, nos résultats ouvrent la voie à de nombreuses questions et plusieurs axes de recherche approfondiraient encore notre compréhension géologique de la région.

En l’absence de données géochronologiques, nous avons maintenu la quasi-totalité des unités volcaniques rencontrées dans la Formation de Blondeau. Charbonneau et al. (1991) avaient cependant réservé les roches de la portion nord de la bande volcanique à la Formation de Scorpion, celles approximativement comprises dans le Domaine structural de La Ribourde. Au cours du levé, nous avons prélevé quatre échantillons provenant des unités nAbl2a, nAbl2d, nAbl2f et nAbl3 pour des analyses géochronologiques en U-Pb sur zircon. Les résultats appuieront ou invalideront certains de nos choix stratigraphiques.

Pour Duquette (1982), le conglomérat de la Formation de Blondeau, au nord de l’Anticlinal de Chibougamau, se serait formé dans la continuité du dépôt des roches volcaniques sous-jacentes et remplirait des chenaux d’érosion spatialement restreints. Selon ce modèle, aucune discordance ne marquerait alors le passage des séquences à dominance volcanique à celles à dominance sédimentaire. Cependant, dans le secteur cartographié, la séquence de grès et de mudrock (nAbl4a) recouvre différentes unités de roches volcaniques du Blondeau, ce qui semble indiquer que l’ensemble sédimentaire détritique est discordant sur le reste de la formation. Si notre interprétation s’avère exacte, celui-ci devrait être réattribué à une autre unité formelle, comme la Formation de Bordeleau qui forme le sommet Groupe de Roy dans la région de Chibougamau. Là encore, l’analyse géochronologique en U-Pb sur zircons d’un échantillon de grès de l’unité nAbl4a, récolté en 2022, devrait apporter un élément de réponse. De plus, le résultat de cette analyse devra être comparé avec celui d’un grès issu de la Formation de Daubrée, prélevé la même année. En effet, nous n’excluons pas la possibilité que les unités nAbl4a et nAbl4b soient rattachées au Groupe d’Opémisca. Dans ce cas, la seconde qui est principalement composée de conglomérat pourrait être l’équivalent méridional de la Formation de la Trêve.

Les roches intrusives du Pluton de Houghton montrent des caractéristiques pétrologiques, géochimiques et structurales comparables à celles de la Suite intrusive de Daine. En effet, toutes ces unités présentent communément des roches intermédiaires, d’affinité calco-alcaline à alcaline, de type sanukitoïde et peu ou non déformées. Ce constat nous porte à croire que le Pluton de Houghton devrait être intégré à la Suite intrusive de Daine. Cette décision doit tenir compte d’analyses géochronologiques à venir et d’une étude géochimique plus complète.

Les tufs de l’unité nAbl2f de la Formation de Blondeau contiennent localement beaucoup de clastes centimétriques de sulfures massifs. Les compositions très homogènes des fragments lithiques dans ces roches volcanoclastiques semblent indiquer une source proximale. La même remarque peut être réalisée concernant les fragments de sulfures massifs de l’unité de conglomérat nAbl4b, même si dans ce cas les cailloux et les galets de roches volcaniques, généralement de composition intermédiaire, sont plus variés. Des levés cartographiques locaux et des études volcanologiques détaillées sont nécessaires pour localiser précisément la ou les sources, si elles n’ont pas toutes été érodées.

La zone minéralisée du Ruisseau aux Alouettes se trouve à proximité de zones de cisaillement E-W dextres déduites de l’imagerie magnétique. Ces zones de déformation coupent tardivement la Zone de cisaillement de Kreighoff, mais semblent synchrones de son fonctionnement durant la phase D₃. Cette relation évoque ainsi celle entre la faille de McKenzie, hôte de la veine aurifère McKenzie, et les minéralisations aurifères associées à des lentilles de sulfures massifs ou disséminés localisées le long de la Zone de cisaillement de Henderson-Portage (NE-SW), au nord du lac Chibougamau (Tessier et al., 1996). Cette similitude met en lumière le potentiel pour des minéralisations aurifères de la Zone de cisaillement de Kreighoff.

Remerciements :

Ce Bulletin géologiQUE est le fruit de la collaboration de nombreuses personnes qui ont activement pris part aux différentes étapes de la réalisation du projet. Nous tenons à remercier la géologue stagiaire Rose Beauchemin et les étudiants Félix Belle-Isle Chloé Carrière, Ariane Legault, Valeria Rubio Olan ainsi que Chloé Turgeon. Nous aimerions également souligner l’excellent travail du cuisinier Yves Brisson et du pilote d’hélicoptère Jérémie Troillet. Finalement, les discussions avec les géologues François Leclerc, Pierre Pilote, Pierre-Simon Ross (professeur à l’INRS-ETE) et son étudiant Guillaume Bats (projet de maîtrise sur la Formation de Blondeau à l’ouest de Chapais) ont été très profitables.

Références

Publications du gouvernement du Québec

Autres publications