Géologie de la région d’Amos, Sous-province de l’Abitibi, région de l’Abitibi-Témiscamingue, Québec, Canada

L’Essentiel

La campagne de terrain 2019 a consisté en cartographie et compilation à l’échelle 1/20 000 de la région à l’est d’Amos (feuillet 32C05-200-0102). La géologie de cette région est constituée d’unités néoarchéennes telles que : 1) des lithologies volcaniques mafiques à felsiques (formations de Landrienne et de Deguisier et groupes de Figuery, d’Amos, du Lac Arthur et de La Morandière); et, 2) des roches intrusives (Pluton de Laflamme et diverses autres intrusions de roches intermédiaires à felsiques).

Cette région est affectée par une série de plis synclinaux et anticlinaux orientés ESE-WNW, tous déversés vers le sud. L’ensemble de ces plis représente la partie nord de la Zone de chevauchement de Manneville (Daigneault et al., 2002; Pilote et al., 2017, 2018), laquelle se poursuit jusqu’aux roches sédimentaires du Groupe de Chicobi vers le nord. Cette zone de chevauchement s’appuie du côté sud sur le Batholite de La Corne et s’étend vers l’ouest et l’est sur plusieurs dizaines de kilomètres (Pilote et al., 2009, 2017, 2018). Elle est bordée et découpée par plusieurs failles longitudinales orientées E-W à ESE-WNW, dont le pendage est modéré à abrupt vers le nord (failles d’Abcourt, de Lyndhurst, de Beauchamp, de Lapaix et de Champneuf). Ces failles, dont certaines pourraient être associées au développement de la « Zone de failles de Destor-Porcupine » (Daigneault et al., 2002; Legault et al., 2005; Pilote et al., 2009, 2017, 2018), convergent vers l’est et sont ultimement coupées ou imbriquées dans la Faille de Castagnier. Certaines de ces failles, ou des segments particuliers de celles-ci, ont pu être réactivées lors de la déformation régionale et sont associées à des minéralisations aurifères de type orogénique.

Méthode de travail

Travaux antérieurs

Le tableau ci-dessous présente une liste des travaux réalisés dans le secteur à l’étude depuis 1910. Il inclut aussi les références citées dans le rapport.

Lithostratigraphie

La région d’Amos-Barraute est située dans la partie sud de la Sous-province de l’Abitibi de la Province du Supérieur (Dimroth et al., 1982; Card et Ciesielski, 1986; Calvert et Ludden, 1999; Percival et al., 2012; Thurston et al., 2008). La géologie de ce secteur est formée d’un empilement volcano-sédimentaire d’âge archéen incluant des roches volcaniques et volcanoclastiques mafiques, intermédiaires et felsiques (2727 ±2 Ma à 2716 ±2 Ma; Pilote et al., 2009). Une compilation des principales datations U-Pb de zircons est présentée sur la figure ci-contre.

Dans la région d’Amos-Barraute (feuillet 32C12-SE), on trouve du sud vers le nord : 1) la Formation de Landrienne (nAla); 2) la Formation de Deguisier (nAdg); 3) le Groupe de Figuery (nAfg); 4) le Groupe d’Amos (nAam); 5) le Groupe du Lac Arthur (nAur); 6) le Groupe de La Morandière (nAmr); et, 7) des roches volcaniques néoarchéennes (puisqu’assignées à aucun groupe, nous suggérons le « Bloc de Senneterre » comme nom informel temporaire). De nombreuses intrusions et dykes prétectoniques à post-tectoniques, dont la composition varie de dioritique-tonalitique à monzonitique et monzogranitique, coupent la séquence volcanique (p. ex. le Pluton de Laflamme).

Unités volcano-sédimentaires

Les cadres géologique et stratigraphique de la région d’Amos-Barraute sont bien définis grâce aux travaux de Weber et Latulippe (1964), d’Imreh (1979, 1984, 1991), Labbé (1995 et 1999), Otis et Béland (1986) et de Pilote et al. (2018, 2019) sur la colonne chronostratigraphique adjacente. Les unités stratigraphiques de cette région sont décrites ci-dessous de la plus ancienne à la plus jeune. La chronologie relative de mise en place de ces unités est illustrée dans ce schéma stratigraphique, lequel tient compte des relations de recoupement observées sur le terrain ainsi que des données géochronologiques. Ce schéma constitue une section très idéalisée de la géologie de la région étudiée, montrant les relations d’âge et/ou de contemporanéité entre les unités ainsi que leurs positions relatives, en tenant compte des nombreuses failles et du plissement.

La Formation de Landrienne (nAla) se compose de basalte, de filons-couches de gabbro, de volcanoclastites et de roches volcaniques felsiques. L’épaisseur apparente significative de cette formation s’explique par la répétition successive des unités causée par une série de plis déversés, dont au moins deux synclinaux (synclinaux de Barraute et de Figuery, bien apparents dans le quart NW du feuillet 32C05), et des anticlinaux (quarts NE et NW du feuillet 32C05). Cette formation n’est assignée à aucun groupe. Elle est bordée par les failles longitudinales d’Abcourt (flanc nord) et d’Aiguebelle (flanc sud). La Formation de Landrienne comprend une unité rhyolitique (2727 +/-2 Ma; Labbé, 1999) significativement plus vieille que les roches volcaniques adjacentes, situées tant au nord (Formation de Deguisier) qu’au sud (Formation de Lanaudière), et appartenant au Groupe de Kinojévis (intervalle d’âge allant de 2716 Ma à 2720 Ma; Pilote et al., 2009). Cet agencement peut vraisemblablement s’expliquer par la présence d’un vaste anticlinorium, la Zone de chevauchement de Manneville, dont la partie centrale est occupée par la Formation de Landrienne, et qui est tronqué par de nombreuses failles, notamment les failles d’Aiguebelle et de Landome ainsi que par le Couloir de déformation d’Uniacke (Moorhead, 1988; 1989).

Le Groupe de Figuery (nAfg) se compose de coulées andésitiques porphyriques à plagioclase, de volcanoclastites intermédiaires à felsiques et de roches volcaniques felsiques. Le Groupe de Figuery est bordé par le Groupe d’Amos (Imreh, 1979; Labbé, 1999) et la Faille de Beauchamp (Labbé, 1995; feuillet 32C12) au nord, et par la Faille de Lyndhurst et la Formation de Deguisier au sud. L’âge moyen des roches volcaniques du Groupe de Figuery devrait être comparable ou légèrement plus ancien que celui attribué au Batholite de Taschereau (2718,3 +2,3/-2,2 Ma; Frarey et Krogh,1986), une intrusion de roches tonalitiques à granodioritiques interprétée comme étant synvolcanique par Doucet (2001).

Le Groupe de Kinojévis (nAki) a été subdivisé en deux formations par Goutier (1997), soit les formations de Deguisier (nAdg) à la base et de Lanaudière (nAln) au sommet. La Formation de Lanaudière n’affleure pas dans le feuillet 32C12-SE; elle est toutefois présente dans le feuillet situé immédiatement au sud (feuillet 32C05-NE). La Formation de Deguisier (nAdg) se compose de basalte tholéiitique, de minces niveaux de chert logés entre les coulées, de rhyolite tholéiitique (2719,4 ±1 Ma et 2718,1 ±1,3 Ma; McNicoll, citée dans Pilote et al., 2009) et de volcanoclastites intermédiaires à felsiques. La Formation de Deguisier est en contact de faille avec le Groupe de Figuery au nord et la Formation de Landrienne au sud. La Formation de Lanaudière (nAln) se compose de roches volcaniques mafiques à felsiques. L’association spatiale étroite observée entre les roches extrusives ultramafiques et les complexes rhyolitiques de cette formation, datés à 2718,7 ±0,7 Ma et 2716,2 ±0,8 Ma (McNicoll, citée dans Pilote et al., 2009) évoque plusieurs similitudes avec l’assemblage Kidd-Munro (Bleeker, 1999; Berger, 2002; Ayer et al., 2002). D’autre part, la Formation de Lanaudière est délimitée au sud par le Batholite de La Corne et au nord par la Faille d’Aiguebelle. Cette faille, à pendage faible vers le nord (Mueller et al., 1996; Daigneault et al., 2002), représente possiblement l’une des failles subsidiaires à la Zone de failles de Destor-Porcupine reconnue plus à l’ouest (Goutier, 1997; Legault et al., 2005). Goutier (1997) et Pilote et al. (2009) ont proposé que les formations de Deguisier et de Lanaudière étaient jointives à l’origine et qu’elles ont été subséquemment séparées par des failles.

Le Groupe d’Amos (nAam) traverse la région d’étude d’est en ouest (partie centrale du feuillet 32C12-SE). Ce groupe est principalement constitué d’une suite monotone de basaltes communément coussinés, localement interstratifiés avec des filons-couches ultramafiques-mafiques différenciés, lesquels sont entre autres composés de péridotite et de gabbro (voir Weeks, 1935; Tremblay, 1950; Webber et Latulippe, 1964; Imreh, 1979, 1984; Vogel et Keating, 1979; Ciesielski, 1980; Hébert, 1981, 1982; Otis et Béland, 1986; Labbé, 1994, 1995, 1999, et nos travaux). Tous ces filons-couches représentent des injections multiples de magma. La polarité stratigraphique dans ces roches est régulièrement vers le nord. L’épaisseur de ce groupe est de ~3 km et s’avère très régulière, sauf en direction est où la Faille de Castagnier vient graduellement tronquer ces unités volcaniques. Ce groupe se poursuit vers l’ouest (feuillet 32D09-32D10) et vers l’est (feuillet 32C011-32C06). Le faciès métamorphique est celui des schistes verts. Le contact entre le Groupe d’Amos et celui de Figuery, du côté sud, est interprété comme une faille. Le contact nord, entre les groupes d’Amos et du Lac Arthur, est occupé par la Faille de Lapaix. Il n’y a aucune donnée géochronologique pour les roches volcaniques de ce groupe.

Le Groupe du Lac Arthur (nAur) se compose de roches volcaniques intermédiaires à felsiques ainsi que d’intrusions de compositions gabbroïque, dioritique, tonalitique et granodioritique (voir Cooke et al., 1933; Weeks, 1935; Tremblay, 1950; Webber et Latulippe, 1964; Imreh, 1979, 1984; Vogel et Keating, 1979; Ciesielski, 1980; Hébert, 1981, 1982; Otis et Béland, 1986; Labbé, 1994, 1995, 1999; Doucet et Dion, 1998a, 1998b; Doucet, 2001, et nos travaux). Le métamorphisme régional atteint le niveau des schistes verts. Ce Groupe occupe principalement les parties centrales des feuillets 32C12-SE et 32D09. Il se retrouve dans des parties plus réduites des feuillets 32C06, 32D11, 32D15 et 32D16. Labbé (1999) a produit un âge de 2714 +/- 2 Ma pour un tuf rhyolitique appartenant à ce groupe. Cet âge correspond à celui attribué la Formation de La Motte-Vassan (2714 +/- 2 Ma; Pilote et al. 1998, 1999, 2014; Pilote, 2000), située à la base du Groupe de Malartic. Des unités felsiques d’âge semblable (2713 +/- 2 Ma; Corfu et al., 1989; Ayer et al., 2002) sont reconnues en Ontario, au sud du lac Abitibi et dans le secteur de Timmins, et occupent le sommet de l’assemblage Kidd Munro à ces endroits (Thurston et al., 2008).

Le Groupe de La Morandière (nAmr) se compose de coulées basaltiques d’affinité tholéiitique, de volcanoclastites de composition felsique à intermédiaire, de roches sédimentaires terrigènes et chimiques, interstratifiées avec des roches intrusives subconcordantes différenciées de composition ultramafique-mafique à dioritique (voir Cooke et al., 1933; Weeks, 1935; Tremblay, 1956; Webber et Latulippe, 1964; Imreh, 1979, 1984; Vogel et Keating, 1979; Ciesielski, 1980; Hébert, 1981, 1982; Otis et Béland, 1986; Labbé, 1994, 1995, 1999, et nos travaux). Le Groupe de La Morandière montre une orientation générale WNW-ESE. Le métamorphisme régional atteint le niveau des schistes verts. Les unités volcaniques du Groupe de La Morandière sont interprétées être bordées et surmontées le long de leurs contacts nord et sud par les andésites du Groupe du Lac Arthur (Labbé, 1995, 1999). Bien que les contacts entre les basaltes du La Morandière et les andésites du Lac Arthur n’affleurent pas, Labbé (1995, 1999) interprète ces contacts comme vraisemblablement normaux, en raison de la similarité entre les attitudes des roches de ces deux groupes. Le contact sud du Groupe de La Morandière est coupé par la Faille de Champneuf, tandis que la partie NE est graduellement tronquée par la Faille de Castagnier. Il n’y a pour le moment aucune donnée géochronologique pour les roches volcaniques appartenant à ce groupe.

Roches intrusives précinématiques à tardicinématiques

Le Pluton de Laflamme (nAlfl) est constitué de proportions variables de monzonite, de monzonite quartzifère et de monzodiorite, communément porphyriques en plagioclase et en feldspath potassique blanc rosé et millimétrique. La phase granodioritique n’est qu’observée qu’en de très rares endroits. Ces lithologies, gris blanchâtre en surface altérée et verdâtres en surface fraiche, sont massives et par endroits intensément fracturées. La matrice à grain fin à moyen se compose de feldspath, de hornblende chloritisée et de quartz. Nos travaux indiquent que ce pluton possède une composition monzonitique ainsi qu’une affinité calco-alcaline. Bien qu’il y ait une absence de fabrique pénétrative dans cette intrusion, on note toutefois une foliation magmatique indiquée par l’orientation préférentielle E-W des bâtonnets de plagioclase. Le pluton contient des enclaves de roche volcanique et de volcanoclastites à ses bordures sud et NW (voir zone minéralisée de Damascus). La nature potassique de ce pluton lui confère un âge relatif possiblement syntectonique à tarditectonique. Aucune lithologie de composition syénitique n’a par contre été observée, contrairement aux premières interprétations faites par Weber et Latulippe (1964). Cette interprétation d’un âge syntectonique à tarditectonique lui confère un certain potentiel aurifère (Legault et Lalonde, 2009; Legault et Goutier, 2014). Cette intrusion présente d’ailleurs des valeurs anomales en or et en molybdène associées à des veines de quartz-chlorite-carbonate-magnétite (zone minéralisée de Barraute Vll-56; voir Bérubé, 1978; Tremblay, 2007; Pelletier, 2016). Les contacts de cette intrusion ont été tracés à partir des levés aéromagnétiques (Commission Géologique du Canada et al., 2009). Les contacts n’ont pu être observés en affleurement, quoique certains contacts aient été coupés par sondage dans sa demi-sud. Notre cartographie n’a mis en évidence aucune auréole métamorphique significative autour de ce pluton. Celui-ci est sécant à la stratification et à la schistosité régionale.

Une volumineuse intrusion de composition granodioritique-tonalitique, sans affleurements apparents, se situe dans le Groupe de Figuery, au SW du Pluton de Laflamme (partie centrale du feuillet 32C12-SE). Cette composition provient des travaux de Weber et Latulippe (1964) et de descriptions de forages (Trenholme, 1951; Le Mouel, 1983). Cette intrusion contient la zone minéralisée de Matico. Il n’y a pas d’âge estimé pour cette intrusion.

Dykes de diabase protérozoïques

La région à l’ouest de Barraute est traversée par trois essaims de dykes, dont deux étant d’âge paléoprotérozoïque, soit les dykes de Senneterre et de Biscotasing, et le troisième d’âge mésoprotérozoïque, soit les dykes de l’Abitibi.

Dykes de Senneterre (pPsen) : diabase

Dykes de Biscotasing (pPbis) : diabase

Dykes de l’Abitibi (mPabi) : diabase à olivine

Les dykes de Biscotasing et de Senneterre sont des filons de gabbro à microstructure subophitique orientés ENE-WSW à NE-SW. La diabase a une patine brune caractéristique et une cassure fraiche verte. Il se compose de plagioclase, de pyroxène, d’olivine, de chlorite et d’épidote. L’hématite est localement très abondante. Quant aux Dykes de l’Abitibi, d’orientation NE-SW à NNE, ils sont constitués de diabase à olivine non métamorphisée et peu altérée. Ces trois essaims coupent l’ensemble des roches volcaniques du secteur. Les diverses positions et orientations de ces dykes ainsi que leurs trajectoires interprétées ont d’abord été tracées sur la carte géologique à partir des travaux de Fahrig et al. (1986), Krogh et al. (1987) et Ernst et Buchan (1993). Ceux-ci sont fondés sur l’orientation du paléomagnétisme ainsi que l’âge dérivé de datations isotopiques U-Pb des dykes. Par la suite, les trajectoires de ces dykes ont été extrapolées dans les secteurs périphériques grâce aux levés aéromagnétiques (voir carte aéromagnétique et Commission Géologique du Canada et al., 2009).

Une génération particulièrement distincte de dykes de diabase, montrant une orientation N-S, a d’autre part été observée dans les parties sud et NE de la carte. Il s’agit de dykes de gabbro à microstructure subophitique, fortement magnétiques, qui ne montrent aucune évidence de métamorphisme. Ces dykes de diabase ont également été tracés à partir de leur forte signature magnétique. Ce réseau orienté N-S n’est assigné à aucune famille précise de dykes pour le moment.

Lithogéochimie

La lithogéochimie des unités de la région d’Amos est présentée séparément sous forme de tableaux.

Géologie structurale

La nomenclature suivante a été appliquée à la description des principaux éléments structuraux de la région d’Amos-Barraute. La schistosité la plus ancienne a été désignée S₁. Cette schistosité contient la linéation d’étirement observée. La fabrique S₁ correspond donc à la schistosité régionale.

Cette schistosité montre communément un angle faible ou est subparallèle à la stratification S₀, sauf près des charnières des grands plis synclinaux et anticlinaux P₁ (voir la carte géologique, la carte du gradient aéromagnétique, la section composite N-S schématisée et les projections équiaires présentées sur les stéréonets ci-contre). Les traces des plans axiaux de ces plis ont été définies en combinant nos travaux de terrain, les levés aéromagnétiques régionaux et les cartes géologiques adjacentes. Par exemple, la trace du Synclinal de Duverny correspond à l’extension vers l’est du même pli mis en évidence par les campagnes de cartographie de Weber et Latulippe (1964) et de Labbé (1995). Les éléments planaires S₀ et S₁ montrent une orientation E-W à WNW et un pendage modéré de 55° à 75° vers le nord. L’intensité de la fabrique S₁ est davantage accentuée à proximité des grandes failles régionales. La linéation d’étirement L associée à cette schistosité est communément à plongée abrupte vers le nord et le NNE, de manière généralement subparallèle au pendage de la fabrique S₁.

Zone de chevauchement et plans axiaux de plis

L’élément structural le plus remarquable dans la région d’Amos-Barraute (feuillet 32C12-SE) est l’abondance de plis synclinaux et anticlinaux, répartis dans pratiquement tous les groupes et formations. Ces plis sont orientés ESE-WNW et tous déversés vers le sud. Un nombre aussi élevé d’axes de plis n’est observé nulle part ailleurs dans l’axe Val-d’Or–Rouyn. C’est pourquoi nous suggérons l’interprétation que l’ensemble de ces plis représente la partie nord de la Zone de chevauchement de Manneville (Daigneault et al., 2002; Pilote et al., 2017, 2018), laquelle se poursuit vraisemblablement jusqu’aux roches sédimentaires du Groupe de Chicobi vers le nord. Cette zone de chevauchement s’appuie du côté sud sur le Batholite de La Corne et s’étend vers l’ouest et l’est sur plusieurs dizaines de kilomètres (Pilote et al., 2009, 2017, 2018). 

Dans la région d’Amos-Barraute, la distribution des éléments structuraux et les traces des plans axiaux des plis ont été définis en combinant nos observations de terrain, les levés aéromagnétiques régionaux et les diverses cartes géologiques disponibles provenant des sociétés minières. Pour la Formation de Landrienne (domaine V), les données des campagnes de terrain de 2018 (Pilote et al., 2019) et de 2019 ont été combinées. Les pôles des surfaces S₀ sont distribués sur un grand cercle dont l’axe de pli théorique (341°/55°) se situe plus ou moins près de la concentration maximale des linéations d’étirement Lé (015°/60°). La linéation moyenne montre une plongée modérée (40° à 50°) vers le NNE. Pour la Formation de Deguisier (domaine IV), les pôles des surfaces S₀ sont distribués sur un grand cercle dont l’axe de pli théorique (116°/49°) se situe relativement près de la concentration maximale des linéations d’étirement Lé (099°/61). Il s’agit du domaine montrant une linéation d’étirement moyenne avec la meilleure orientation dominante vers l’est. En ce qui concerne le Groupe de Figuery (domaine III), les pôles des surfaces S₀ sont distribués sur un grand cercle dont l’axe de pli théorique (073°/60°) montre une bonne colinéarité avec la concentration maximale des linéations d’étirement Lé (080°/77°). Pour le Groupe du Lac Arthur (domaine II), les pôles des surfaces S₀ sont distribués sur un grand cercle dont l’axe de pli théorique (052°/82°) se situe relativement près de la concentration maximale des linéations d’étirement Lé (026°/84°) observées. En ce qui concerne le Groupe d’Amos (domaine I), les pôles des surfaces S₀ sont distribués sur un grand cercle dont l’axe de pli théorique (029°/76°) montre une très forte colinéarité avec la concentration maximale des linéations d’étirement Lé (023°/81°). De façon plus détaillée, pour les domaines I à V, les observations des plans S₀ et S₁ sur un même affleurement ont permis de calculer les intersections définissant les axes de plis (L₀/L₁). Ces axes sont distribués sur un grand cercle correspondant à la schistosité moyenne de chaque domaine. Cette répartition indique que les roches de ces domaines sont possiblement de légèrement à sévèrement affectées par des plis à double plongée. Ceux-ci sont orientés vers le NW (domaine V), vers l’est (domaine IV) et le NE (domaines III, II et I). Il est important de noter que la distribution des mesures L₀/L₁ est répartie sur un grand cercle S₁ moyen avec la linéation moyenne située près de l’axe de pli théorique indiqué par la combinaison des mesures de S₀. Les domaines I à V présentent ainsi globalement un même style de déformation, mais avec des Lé orientées légèrement différemment pour chaque domaine. Le développement des plis à double plongée s’inscrit vraisemblablement dans la continuité de la déformation régionale en l’absence d’un clivage S₂ d’envergure régionale; ce mécanisme fait probablement partie du développement de la ZCM (Daigneault et al., 2002; Pilote et al., 2018, 2019).

De façon plus globale, la Zone de chevauchement de Manneville (Daigneault et al., 2002) affecte, dans sa demi-sud, l’ensemble du Groupe de Kinojévis, les roches sédimentaires de la Formation de Fiedmont, la Formation de Landrienne (feuillet 32C05-NE; Pilote et al.,2019) et, dans sa demi-nord, la Formation de Deguisier ainsi que les groupes de Figuery, d’Amos et de La Morandière. Enfin, la ZCM se bute, du côté nord, sur les roches sédimentaires du Groupe de Chicobi. La ZCM aurait ainsi une largeur N-S possible de ~30 km (trait tireté sur la carte aéromagnétique). Ce chevauchement d’envergure régionale peut être interprété comme une vaste séquence plissée, matérialisée dans la région d’Amos-Barraute par une série de plis synclinaux et anticlinaux (Trinity, Soma, Duverny, Laflamme), tous déversés vers le sud et découpés par des failles. Les indicateurs de polarité les plus communs proviennent de l’agencement des coussins observés dans les roches volcaniques mafiques à intermédiaires.

Failles

La ZCM est bordée et découpée par plusieurs failles longitudinales orientées E-W à ESE-WNW et à pendage modéré à abrupt vers le nord (failles d’Abcourt, de Lyndhurst, de Beauchamp, de Lapaix et de Champneuf). Ces failles, dont certaines pourraient être associées au développement de la « Zone de failles de Destor-Porcupine » (Daigneault et al., 2002; Legault et al., 2005; Pilote et al., 2009, 2017, 2018), convergent vers l’est et sont ultimement coupées ou imbriquées dans la Faille de Castagnier. Certaines de ces failles (ou des segments particuliers de celles-ci) ont pu être réactivées lors de la déformation régionale. Elles sont associées à des minéralisations aurifères de type orogénique. Les cartes du gradient aéromagnétique et de la distribution des anomalies de type INPUT permettent d’illustrer cette convergence.

Les limites et frontières entre les formations et groupes correspondent principalement à des zones de cisaillement et à des failles, ou encore à des secteurs présentant une déformation planaire plus intense. D’ailleurs, ces failles tronquent l’extension des plans axiaux de grands plis. Elles affleurent relativement peu et sont peu documentées. En direction ouest, ces failles se poursuivent selon une orientation générale E-W sur plus d’une centaine de kilomètres (jusqu’aux feuillets 32D10 et 32D15). En direction est, la Faille de Castagnier imbrique à sa trajectoire ou coupe l’ensemble des failles citées précédemment. En raison de cette relation de recoupement, la Faille de Castagnier ne semble pas comprise dans ce réseau et tire probablement son origine d’un autre processus, qui pourrait être lié à l’amalgamation du cortège d’intrusions associées au Batholite de Montgay à l’empilement volcanique.

La Zone de failles de Destor-Porcupine (ZDP) représente une structure tardive par rapport au développement de la ZCM. La ZDP est illustrée dans cette région (feuillet 32C12-SE) par les failles régionales suivantes, du sud au nord : les failles d’Abcourt, de Lyndhurst, de Beauchamp, de Lapaix et de Champneuf. Toutes ces structures orientées E-W à NW-SE jouent des rôles majeurs puisqu’elles : 1) affectent la continuité des unités stratigraphiques; 2) forment la bordure des unités sédimentaires plus jeunes; 3) permettent d’accommoder les incréments successifs de la déformation régionale; et, 4) matérialisent un potentiel pour les minéralisations aurifères de type orogénique spécifiquement, démontré par exemple par une densité supérieure de dykes et d’intrusions le long ou en bordure de leurs tracés.

Des failles de moindre importance et plus tardives d’orientation NW, N-S et NE coupent les grandes failles E-W décrites ci-dessus. Les rejets horizontaux apparents varient en amplitude d’une centaine de mètres à ~500 m au maximum. Avec une direction NNE, la Faille de la Rivière Laflamme constitue un bon exemple de ces failles sécantes. Les failles ont été reconnues ou interprétées lors des travaux de cartographie, en forage ou grâce aux nombreux levés aéromagnétiques et électromagnétiques réalisés à différentes échelles dans cette région.

Métamorphisme

Le degré du métamorphisme régional observé dans la région d’Amos-Barraute est très homogène et régulier. Il correspond au faciès des schistes verts. L’assemblage minéralogique typique des roches volcaniques mafiques massives et coussinées consiste en albite-chlorite-carbonate-quartz (Beullac, 1983; Imreh, 1984; Daigneault et al., 2002 ; Pilote et al., 2009, 2017, 2018). Les unités ultramafiques (intrusions et filons-couches) présentent un assemblage à chlorite-actinote-carbonate-serpentine-talc.

Géologie économique

La région de Barraute comprend 11 zones favorables et quatre types de minéralisation :

• minéralisations aurifères associées aux veines de type orogénique, encaissées dans des zones de cisaillement;
• minéralisations de sulfures massifs de métaux usuels associées aux roches volcaniques;
• minéralisations de Cu-Au-Mo associées aux intrusions porphyriques alcalines;
• minéralisations aurifères associées aux intrusions porphyriques.

Le tableau des zones minéralisées ci-dessous présente la compilation et les résultats d’analyses pour les 21 zones minéralisées métalliques et une non métallique répertoriées dans la région d’Amos-Barraute.

Tableau des zones minéralisées pour la région d’Amos-Barraute

(D) : Forage au diamant; (G) : Échantillon choisi; (R) : Rainure – échantillon en éclats

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 chaleureusement les étudiants Aube Gourdeau et Miguel St-Denis pour leur enthousiasme et la qualité de leur travail. James Moorhead (MERN) et Pierre Lacoste (MERN) sont également remerciés pour la lecture exhaustive de ce document et les nombreuses remarques apportées aux différentes étapes de la réalisation du projet. Le personnel des sociétés Mines Abcourt (M. Eugène Gauthier) et Corp. Aurifère Monarques (M. Ron Lieber) nous a été d’une aide très précieuse dans l’évaluation et le travail de compilation du secteur des gisements Bar-Manitou, Mine Barvue, Abcourt (Pershcourt), Abcourt (Frebert), Frebert Extension Ouest et Swanson.

Références

Publications du gouvernement du Québec