Géologie de la région du lac des Deux Orignaux, à l’ouest de Chapais, Sous-province de l’Abitibi, Eeyou Istchee Baie-James, Québec, Canada

L’Essentiel

Une nouvelle carte géologique de la région du lac des Deux Orignaux (Sous-province de l’Abitibi) a été produite à l’échelle du 1/50 000 suite à un levé réalisé au cours des étés 2012 et 2013. Les zones favorables de Keller et de Dusault correspondent à des couloirs de déformation régionaux associés à des syénites fertiles. Elles comprennent notamment les zones minéralisées de Grizzly, de Gladstone, de Queenimich et de Guettard-Nord, caractérisées par des veines de quartz-carbonate aurifères (jusqu’à 34,17 g/t Au; Hashimoto, 1980; Leblanc, 2008). Les diorites quartzifères ankéritisées de la zone favorable de Sunset dans le secteur du ruisseau Travailleur Nord sont hôtes de veines à quartz-pyrite-chalcopyrite aurifères et celles de la zone minéralisée de Golden Moose Gold ont rapporté jusqu’à 8,8 g/t Au (Allard, 2011). La zone favorable de Berey-Bordure, qui comprend les zones minéralisées de La Trêve 1 (347 ppb Au, 3554 ppb Pt, 9304 ppb Pd, 12 945 ppb EGP, 13 060 ppm Cu, 693 ppm Co et 7518 ppm Ni; Beauregard et Gaudreault, 2000) et de La Trêve 4 (1,17 g/t Pt+Pd+Au et 0,63 % Cu+Ni+Co sur 6,95 m en rainure; Banas, 2003) soulignent le potentiel pour les minéralisations de Ni-Cu-EGP en bordure du massif de Berey. La zone favorable de Mildred-Est réfère aux roches volcaniques du même secteur qui contiennent de nombreuses lentilles d’exhalite à chert-pyrite ± pyrrhotite ± chalcopyrite favorables aux minéralisations de sulfures exhalatifs.

Méthode de travail

La région a été cartographiée en utilisant la méthode établie pour les levés effectués dans les zones forestières desservies par un réseau de chemins secondaires. Les travaux de cartographie géologique ont été réalisés par une équipe d’un géologue, d’un géologue stagiaire et de deux étudiants, entre le 4 juin et le 24 août 2012 (partie sud du feuillet SNRC 32G14) et par une équipe d’un géologue, de deux géologues stagiaires et de trois étudiants, entre le 3 juin et le 23 août 2013 (parties nord du feuillet 32G14 et SW du feuillet 32J03).

La cartographie du secteur à l’étude a permis de produire et de mettre à jour les éléments d’information présentés dans le tableau ci-dessous :

 

Données et analyses

Élément	Nombre
Affleurement décrit (géofiche)	1005
Analyse lithogéochimique totale	201
Analyse lithogéochimique des métaux d’intérêt économique	109
Analyse géochronologique	4
Lame mince standard	125
Lame mince polie	22
Coloration au cobaltinitrite de sodium	–
Fiche stratigraphique	36
Fiche de zone minéralisée	51

Travaux antérieurs

Le tableau ci-dessous présente une liste sommaire des travaux réalisés dans le secteur à l’étude depuis 1936. Une liste exhaustive peut être trouvée dans la base de données documentaire EXAMINE.

Travaux antérieurs dans la région d’étude

Auteur(s)	Type de travaux	Contribution
Norman, 1936 Beach, 1941a Beach, 1941b Shaw, 1942	Cartographie géologique des régions d’Opawica, d’Opémisca et du lac Mechamego	Premières cartes géologiques à l’ouest de Chapais
Wolhuter, 1962 MacIntosh, 1966** Durocher, 1972*** Durocher, 1973*** Hocq, 1974* Durocher, 1975*** Hocq, 1977** MacIntosh, 1977** Durocher, 1979 Otis, 1980 Charbonneau, 1981a Charbonneau, 1981b Dubé, 1981 Chartrand, 1982 Otis, 1983 Chartrand, 1984	Cartographie du Ministère à l’échelle 1/20 000 et levés plus anciens à l’échelle 1/15 840 (*), 1/63 360(**) et 1/12 000 (***)	Première carte géologique détaillée du segment Branssat-Chapais
Durocher, 1978 Otis, 1985	Levés de sédiments de ruisseau	Cartes d’anomalies géochimiques
Otis, 1986	Géochimie des sols	Cartes d’anomalies géochimiques.
Charbonneau et al., 1991	Cartographie, compilation et corrélations stratigraphiques	Synthèse géologique de la région de Branssat-Chapais
Brangier, 1984 Picard, 1984 Piché, 1985 Simoneau, 1986 Bédard, 1988 Brisson, 1989 Bédard, 1992	Travaux universitaires	Meilleure compréhension de la géologie à l’échelle locale et régionale
Paradis, 2000	Cartographie, photo-interprétation	Carte des formations superficielles
David et al., 2012 Augland et al., 2016	Acquisition de données géochronologiques	Connaissance générale du contexte lithotectonique à l’échelle de la Sous-province de l’Abitibi
Lafrance, 2014	Compilation d’études de cas	Développement d’un nouveau diagramme de fertilité des intrusions alcalines
Legault et Lalonde, 2009 Legault et Goutier, 2014	Caractérisation, échantillonnage et analyse	Identification de syénites fertiles avec des diagrammes géochimiques
Daoudene et al., 2014 Daoudene et al., 2016	Acquisition des données thermochronologiques 40Ar/39Ar	Comparaison de l’évolution tectonométamorphique des sous-provinces d’Abitibi et d’Opatica
Keating et d’Amours, 2010	Acquisition des données de levés aéromagnétiques	La région est entièrement couverte par des levés aéromagnétiques.

Lithostratigraphie

La région d’étude est située dans la partie NE de la Sous-province d’Abitibi, qui désigne un assemblage de roches volcano-sédimentaires et plutoniques d’âge néoarchéen du sud-est de la Province du Supérieur (Thurston et al., 2008; Goutier et Melançon). Les unités de la région du lac des Deux Orignaux seront présentées selon les six ensembles suivants :

• roches volcaniques plus vieilles que celles du Groupe de Roy;
• roches volcano-sédimentaires du Groupe de Roy;
• roches sédimentaires du Groupe d’Opémisca;
• roches intrusives mafiques à ultramafiques;
• roches intrusives felsiques;
• dykes paléoprotérozoiques.

Le schéma stratigraphique qui suit illustre les relations de recoupement et les positions relatives de ces unités au sud (bloc A) ainsi qu’au nord (bloc B) de la Zone de cisaillement de Lamarck. Ces observations sont supportées par les données géochronologiques U-Pb pour 15 unités dans le secteur. La dimension des unités représentées sur le schéma respecte les superficies cartographiées en surface.

Unités archéennes

Les plus vieilles roches de la région se trouvent dans la Formation de Chrissie, dont la partie basale est dominée par du basalte et de nombreux filons-couches de gabbro à structure gloméroporphyrique (nAcs1). La partie sommitale comprend des roches volcanoclastiques mafiques à intermédiaires, de l’andésite et de l’exhalite (nAcs2).

Roches volcano-sédimentaires du Groupe de Roy

Premier cycle volcanique

La Formation d’Obatogamau comprend du basalte et du basalte andésitique (nAob1) ainsi que des lentilles de roches volcanoclastiques de composition mafique à intermédiaire (nAob2). Dans la partie NW de la zone d’étude, cette formation inclut le Membre de Pichamobi, une lentille de 1 km sur 10 km composée d’andésite et de rhyolite porphyrique (nApm1) ainsi que de roches volcanoclastiques de composition intermédiaire à felsique, de mudrock et d’exhalite (nApm2). La Formation de Waconichi est représentée par le Membre de Queylus (nAqu1), qui désigne une unité de roches volcanoclastiques de composition mafique à intermédiaire avec de rares lits de mudrock. Nous avons assigné les roches de la Formation de Waconichi apparaissant à l’ouest et au nord du lac des Deux Orignaux au Membre des Deux Orignaux (nAduo). Ces roches constituées de roches volcanoclastiques mafiques à intermédiaires avec une proportion moindre de dacite et de rhyolite sont exposées au cœur d’un dôme structural correspondant à la trace axiale de l’Anticlinal de Chibougamau.

Deuxième cycle volcanique

La Formation de Bruneau est composée de basalte et de basalte andésitique (nAbnu1) ainsi que de quelques lentilles de roches volcanoclastiques mafiques à intermédiaires et de rhyolite (nAbnu2). La Formation de Blondeau comprend une partie inférieure dominée par du basalte et du basalte andésitique (nAbl1), et une partie supérieure composée de tuf à lapillis mafique à intermédiaire, de conglomérat polygénique, d’arénite lithique, de wacke lithique et de mudrock (nAbl). La Formation de Scorpion (nAsc), qui inclut du basalte andésitique, du trachybasalte, des roches volcanoclastiques mafiques et de la rhyodacite, est une unité affleurant quasi uniquement dans le secteur à l’étude.

 

Roches sédimentaires du Groupe d’Opémisca

Les roches sédimentaires à la base du Groupe d’Opémisca (nAop) reposent en discordance sur celles du Groupe de Roy.

La Formation de Daubrée (nAda) est caractérisée par d’épaisses séquences de turbidites composées d’arénite feldspathique, d’arénite arkosique, de siltstone et de mudstone, en plus d’inclure une proportion mineure de conglomérat polygénique. La Formation de Stella (nAst) comprend du conglomérat polygénique, du grès et du mudrock. L’unité apparaît sur une largeur de ~1 km dans la partie SW du feuillet 32G14 et disparaît entre les formations de Daubrée et de Haüy, dans le secteur du lac Progress. Au nord de la Zone de cisaillement de Gwillim, c’est la Formation de La Trêve (nAlt), considérée comme un équivalent stratigraphique de la Formation de Stella à l’ouest de Chapais, qui succède à la formation de Daubrée. Elle est composée de conglomérat polygénique, d’arénite, de wacke lithique, de basalte et de roches volcanoclastiques mafiques à felsiques. Le sommet du Groupe d’Opémisca est représenté par la Formation de Haüy, subdivisée en cinq membres dans la région d’étude : a) le Membre de Vanina (nAva), composé de basalte et de basalte andésitique; b) le Membre de Christian (nAcn), caractérisé par du basalte andésitique, de l’andésite et du tuf à lapillis à structure trachytique; c) le Membre de Gribouille (nAgb), qui désigne de l’arénite lithique, de l’arkose, du mudrock, du conglomérat monogénique et polygénique ainsi que des roches volcanoclastiques felsiques; d) le Membre de Pantoufle (nApa), qui inclut du basalte potassique, des roches volcanoclastiques, de l’arénite lithique et du mudrock; et e) le Membre de Dolomieu (nAdo), qui comprend de l’andésite potassique, de l’arénite lithique et du tuf à lapillis grossier mafique à intermédiaire.

La Formation de Chebistuan (nAch) est considérée comme l’équivalent stratigraphique des formations de Stella et de Haüy au nord de l’Anticlinal de Chibougamau (Daigneault et Allard, 1990). Dans la zone d’étude, elle comprend du conglomérat polygénique, de l’arénite lithique et du mudrock. La cartographie a permis de reconnaître des secteurs dominés par le conglomérat polygénique avec une proportion moindre de wacke arkosique et d’arénite (nAch2), et d’autres secteurs dominés par le mudrock (nAch3).

Roches intrusives mafiques à ultramafiques

Dans la zone d’étude, la Suite intrusive de Cummings comprend le Filon-couche de Ventures (nAven), composé de péridotite, de pyroxénite, de gabbro et de gabbro quartzifère ainsi que le Filon-couche de Bourbeau caractérisé par des unités informelles de pyroxénite (nAbou1), de gabbro et de leucogabbro (nAbou2) et de diorite, de gabbro à quartz et de granitoïde riche en quartz (nAbou3). Les roches de la Suite intrusive de Cummings coupent celles de la Formation de Blondeau.

En conformité avec les recommandations du Code stratigraphique nord-américain quant à l’emploi du terme « complexe » (articles 37d et 38, NASC, 1986; 2005) et par souci de cohérence avec les changements qui ont été proposés à la nomenclature des complexes du Lac Doré (désormais la « Suite intrusive du Lac Doré ») et de Cummings (désormais la « Suite intrusive de Cummings »), il est proposé ici de renommer le « Complexe du Lac Chaleur » comme la « Suite intrusive du lac de la Chaleur ». La Suite intrusive du lac de la Chaleur est composée d’anorthosite et de gabbro (nAcha1), de leucogabbro (nAcha2), de gabbro mélanocrate (nAcha3) et d’une unité de dunite, de péridotite, de pyroxénite et de troctolite (nAcha4). Les roches de cette suite coupent celles du Groupe de Roy et sont caractérisées par un contact discordant avec les roches sus-jacentes du Groupe d’Opémisca. Elles sont coupées par le Pluton d’Opémisca.

Le Pluton de Rita (nArit) est constitué de diorite à biotite leucocrate. Il coupe les roches de la Formation de Daubrée et souligne une structure synclinale de part et d’autre du stock de Saussure, à l’ouest du secteur cartographié.

 

Roches intrusives intermédiaires à felsiques

La Suite intrusive de Lapparent (nAlap) comprend, dans le secteur à l’étude, une unité de gneiss tonalitique à dioritique (nAlap1), la Granodiorite de l’Ouest (nAgro), ainsi que les plutons de Houghton et d’Anville. Le Pluton de Houghton comporte des zones de monzodiorite (nAhou1) et de tonalite bréchique contenant des enclaves de hornblendite et de gabbro (nAhou2). Le Pluton d’Anville (nAanv) est dominé par la tonalite et comprend lui aussi des enclaves de hornblendite et de gabbro.

Granodiorite et granite

Le massif de Berey (nAber) est constitué de granodiorite. La bordure est du massif est exposée dans la région d’étude. Celle-ci injecte les niveaux de basalte de la Formation d’Obatogamau à la limite entre les sous-provinces d’Abitibi et d’Opatica. Le Pluton d’Opémisca (nAope) est composé de granodiorite et de monzodiorite localement porphyroïde. Il coupe les roches volcano-sédimentaires du Groupe de Roy et celles de la Suite intrusive du Lac de la Chaleur. Les stocks d’Envoûtant (Aenv) et de Lantagnac (Alan) ont une composition granodioritique, alors que les stocks des Deux Granites (Adgr), de Marie-Hélène (Amah) et de Thomelet (Atho) sont granitiques. Ces intrusions coupent les roches de la Formation d’Obatogamau. Dans le cas du Stock des Deux Granites, une discordance caractérise le contact avec les roches sédimentaires de la Formation de Chebistuan. La syénite du Stock à l’Eau Noire (nAaen) coupe les roches des formations de Bruneau et de Chebistuan ainsi qu’une intrusion ultramafique (I4Ma). Elle est coupée par une intrusion dioritique (I2Ja) ainsi que par le Dyke de Poudingue. La granodiorite du Stock de Guettard (nAgue) coupe les roches du Groupe d’Opémisca. Elle est coupée par les dykes paléoprotérozoïques de l’Abitibi et de Poudingue.

Syénite et carbonatite

Le Stock de Dolodau comprend une zone externe de granodiorite et de monzodiorite (Adol1) successivement coupée par des dykes felsiques, de la syénite à muscovite et de la carbonatite ainsi qu’une zone interne de syénite à quartz (nAdol2). Le stock est encaissé dans les roches volcanoclastiques de la partie supérieure de la Formation de Chrisssie (nAcs2). Le Stock de Fardoche (nAfar), qui coupe les roches de la Formation d’Obatogamau et celles de la Suite intrusive de Lapparent, et le stock de Jean-Luc (nAjlu) qui injecte les roches de la Formation d’Obatogamau, ont une composition syénitique similaire. La syénite du Stock de Saussure (nAsau) injecte les roches sédimentaires de la Formation de Daubrée. Au nord de la baie Dussault, le Stock de Mildred (nAmdr) coupe la bordure est de la granodiorite du massif de Berey, au contact avec du basalte amphibolitisé de la Formation d’Obatogamau. À l’ouest du lac à l’Eau Noire, le Stock de la Moraine (nAmor) est constitué de syénite porphyroïde. Elle coupe les roches des formations d’Obatogamau et de Bruneau ainsi que les filons-couches gabbroïques associés (I3Ac).

Unités paléoprotérozoïques

La Formation de Chibougamau (pPcb) ne constitue pas une unité cartographiable dans la région d’étude et correspond à une série de cinq affleurements alignés selon un axe NW-SE, depuis le secteur au NE du lac Anville jusqu’à l’est du lac Pacifique (Chown et Gobeil, 1990). L’unité est caractérisée par un remplissage de grès dans des fractures d’orientation NE à NNE.

On propose d’attribuer les dykes de Janus, d’Anville et d’Anne-Marie (Charbonneau et al., 1991) aux Dykes de Senneterre (pPsen) puisqu’ils ont une orientation et une composition géochimique similaire.

Le dyke d’en Boucle (pPbou), d’orientation 025°, est interprété grâce à une forte anomalie magnétique positive (Charbonneau et al., 1991).

On propose également d’attribuer les dykes du Poing et de Geneviève (Charbonneau et al., 1991) aux Dykes de l’Abitibi (pPab) puisqu’ils sont semblables en termes d’orientation et de caractéristiques pétrographiques et géochimiques.

Les Dykes de Poudingue (pPpou) sont constitués de niveaux de gabbro à grain moyen, orientés NNW-SSE, qui coupent les Dykes de l’Abitibi.

 

Géologie structurale

La déformation néoarchéenne des roches de la région du lac des Deux Orignaux comprend deux événements ductiles (D₁ et D₂) ainsi qu’un événement cassant (D₄). Les zones de cisaillement NE-SW à mouvement dextre caractérisant l’événement de déformation D₃ dans le secteur de Chibougamau (Leclerc et al., 2017) n’ont pas été observées dans la région à l’étude.

 

Structures primaires (S₀)

Les structures primaires (S₀) permettant d’établir la polarité des unités stratigraphiques et lithodémiques sont généralement bien préservées en dehors des zones d’aplatissement et de cisaillement. La morphologie des coussins ainsi que l’abondance des vésicules et des amygdules au sommet des coussins et la présence de chambres de quartz (Dimroth et al., 1978) servent de critères de polarité dans le basalte en coulée. Les roches volcanoclastiques remaniées (épiclastites) et les roches sédimentaires sont caractérisées par le granoclassement, les failles synvolcaniques et synsédimentaires, les laminations obliques et entrecroisées, les chenaux, les structures d’échappement d’eau et les dykes de grès. Les roches mafiques à ultramafiques de la Suite intrusive du Lac de la Chaleur et des filons-couches différenciés montrent un litage magmatique. Certains secteurs sont caractérisés par des affleurements où les structures primaires suggèrent des polarités divergentes. Ces polarités opposées résultent du plissement des roches lors de la déformation régionale, lequel est illustré en carte avec des traces axiales de plis anticlinaux et synclinaux.

 

Événement de déformation (D₁)

Dans le secteur à l’étude, cette déformation est caractérisée par une schistosité S₁ visible dans les zones de charnières de plis P_2a (photo de l’affleurement 12-YD-2541), mais complètement transposée sur les flancs de ces mêmes plis. Cette schistosité n’est toutefois pas associée à des plis P₁ régionaux, contrairement aux secteurs de Chapais et de Chibougamau (Daigneault et al., 1990; Leclerc et Houle, 2013).

Événement de déformation (D₂)

La déformation principale est nommée D_2a est définie par une schistosité S_2a de plan axial à des plis P_2a. La schistosité S_2a correspond au plan de l’anisotropie principale, caractérisé par l’alignement des minéraux du métamorphisme aux faciès des schistes verts et des amphibolites ainsi que par l’aplatissement et l’étirement des éléments anisotropes tels que les coussins de basalte, les lapillis et les blocs des roches volcanoclastiques et les clastes des conglomérats. L’orientation de la schistosité S_2a est généralement E-W et bifurque selon une orientation NE-SW à proximité de la Zone de cisaillement de Lamarck. Le pendage est abrupt à subvertical, avec une linéation d’étirement à plongement modéré à subvertical.

Les principaux plis P_2a régionaux à trace axiale E-W au SE de la Zone de cisaillement de Lamarck sont l’Anticlinal de Chibougamau ainsi que le Synclinal de Chapais. Ces structures sont également reconnues à Chapais (Morin, 1994; Leclerc et al., 2011; Leclerc et Houle, 2013) et à Chibougamau (Daigneault et Allard, 1990; Leclerc et al., 2017). L’Anticlinal de Chibougamau suit la crête apicale du Pluton d’Opémisca (partie est du feuillet 32G14-200-0202) et d’un dôme structural exposant les roches volcanoclastiques de la Formation de Waconichi au NE du lac des Deux Orignaux (Charbonneau et al., 1991). La trace axiale du Synclinal de Chapais suit le cœur du bassin où se sont déposées les roches volcaniques et sédimentaires du Groupe d’Opémisca, et correspond également au tracé de la Zone de cisaillement Kapunapotagen orientée E-W (Daigneault et al., 1990; Morin, 1994). Dans la partie SE du feuillet 32G14, cette structure à mouvement inverse du sud vers le nord vient oblitérer la partie sud du bassin, ce qui a pour effet de juxtaposer directement les roches du Groupe de Roy, à polarité nord, à celles du Groupe d’Opémisca, à polarité sud. À l’ouest du lac Kapunapotagen, l’extension du Synclinal de Chapais suivant la Zone de cisaillement de Kapunapotagen met en opposition les roches de la Formation de Blondeau (Abl1), à polarité nord (au sud de la zone de cisaillement) et les roches de la Formation de Scorpion (Asc), à polarité sud (au nord de la zone de cisaillement). Le Synclinal de Chapais dans ce secteur permet également d’expliquer la répétition des roches de la Formation de Blondeau (Abl1) de part et d’autre de la Zone de cisaillement de Kapunapotagen, avec des polarités qui s’opposent.

Au nord de la Zone de cisaillement de Lamarck, les plis P_2a plis sont isoclinaux avec des axes à forte plongée et colinéaires à la linéation d’étirement (Daigneault et Allard, 1990). Ces derniers ont une orientation NE-SW parallèle au contact des unités lithologiques et des zones de cisaillement. Les roches des membres de Christian et de Gribouille (Formation de Haüy), au sud de la Zone de cisaillement de Dussault, occupent le cœur d’une structure synclinale qui provoque la répétition des roches de la Formation de Daubrée sur les deux flancs du pli. La Zone de cisaillement de Dussault ne semble pas modifier la géométrie interprétée de ce synclinal.

Au nord de la Zone de cisaillement de Lamarck, les roches sédimentaires du Groupe d’Opémisca constituent un bassin synclinal dont le cœur correspond à la mince unité de roches volcaniques mafiques à structure trachytique du Membre de Christian (nAcn). L’extension de la Formation de Chebistuan (nAch1) jusqu’au NE du Stock à l’Eau Noire (nAst) s’explique également par le plissement des roches sédimentaires (photo de l’affleurement 13-YD-2969) de façon synchrone à l’intrusion du Stock de la Moraine (nAmor) et du stock à l’Eau Noire (nAaen), ainsi que du mouvement le long des zones de cisaillement du Lac à l’Eau Noire et de Dussault. Les roches volcaniques du Membre de Pichamobi, au nord du lac La Trêve, forment une séquence homoclinale à polarité vers le SE. La partie nord de l’unité est constituée de lits de roches volcanoclastiques intermédiaires à felsiques, de mudrock graphiteux et de chert localement grenatifère incluant une minéralisation de pyrite et/ou de pyrrhotite disséminées, en lentilles ou sous forme massive (Honeyman, 1958; Gajaria, 1976). Le niveau graphiteux ainsi que la minéralisation en sulfures produisent une anomalie magnétique positive permettant d’interpréter le contour de l’unité, dont la forme suggère la présence d’un pli P_2a régional.

Discontinuités structurales E-W et NW-SE synchrones (F_2a )

Les zones de cisaillement du lac des Misérables, de Kapunapotagen et de Dussault sont les principales discontinuités E-W à mouvement inverse-dextre et à pendage vers le sud ou vers le nord. Elles sont synchrones aux failles fragiles-ductiles d’orientation NW-SE avec lesquelles elles partagent plusieurs caractéristiques. Il n’y a pas de relations de recoupement claires entre ces deux orientations de discontinuités structurales qui constituent un réseau anastomosé (Daigneault et al., 1990). À l’échelle régionale, les structures NW-SE forment des bandes de cisaillement à mouvement dextre entre lesquelles les roches subissent une rotation (c.-à-d. plissement) antihoraire par rapport au sens du mouvement dextre principal. Certaines portions des discontinuités structurales E-W sont caractérisées par l’absence de fabriques asymétriques. Le développement de kink bands (photo de l’affleurement 12-FL-9605) dans ces zones à forte anisotropie suggère la prédominance du mécanisme d’aplatissement. L’augmentation de l’intensité de la déformation se manifeste généralement à l’intérieur d’un couloir d’une épaisseur de ~200 m. Les roches mafiques sont transformées en schiste à chlorite ± séricite et ankérite, alors que les roches felsiques sont transformées en schiste à séricite ± chlorite ± ankérite.

La Zone de cisaillement NE senestre de Lamarck (F_2b)

La Zone de cisaillement de Lamarck affleure principalement au NW du lac des Deux Orignaux, sur les rives de la baie Cheeman (partie est du feuillet 32G14-200-0201). Elle sépare les niveaux de turbidite de la Formation de Daubrée des roches volcanoclastiques du Membre des Deux Orignaux (Formation de Waconichi). La zone de cisaillement est contenue dans un corridor de déformation qui atteint un kilomètre de largeur, où la schistosité S_2a d’orientation E-W est crénulée par une schistosité S_2b orientée NE-SW (photo de l’affleurement 13-FL-9791). Au centre du corridor, la zone de cisaillement de direction NE, dont le pendage est vers le SE, présente un mouvement essentiellement senestre avec une composante normale mineure (photo de l’affleurement 13-FL-9795).

 

Événement de déformation (D₄)

Les failles NNE-SSW à mouvement inverse-senestre sont surtout associées aux principaux couloirs de déformation E-W et pourraient, dans ce cas, constituer des structures conjuguées développées de manière plus ou moins synchrone aux bandes de cisaillement NW-SE. Toutefois, plusieurs de ces structures coupent la Zone de cisaillement de Lamarck, s’étant donc développées plus tardivement. Ces failles généralement caractérisées par un rejet senestre de <250 m ont une zone d’influence de <10 m, témoignant d’une déformation généralement cassante. 

Quelques failles NNE-SSW à mouvement inverse-dextre ont été identifiées dans le secteur du lac Maryse, où celles-ci coupent notamment les filons-couches de Ventures et de Bourbeau. La minéralisation filonienne en Au-Ag-Cu de la zone minéralisée d’Alouette est associée à l’une de ces failles. À l’ouest du Pluton d’Opémisca, quelques failles orientées NNE-SSW à N-S suivent la bordure courbe de l’intrusion et provoquent le décalage dextre des niveaux de basalte et de gabbro de la Formation de Bruneau. La zone de cisaillement à l’ouest du Stock de Dolodau (photo de l’affleurement 12-YD-2612), hôte de la zone minéralisée de Simard (Dolodau) (Au-Ag-W), fait également partie de ce groupe.

Métamorphisme

Les roches volcaniques de la Sous-province de l’Abitibi, qui couvrent la majorité de la zone d’étude, sont caractérisées par des assemblages de minéraux témoignant d’un métamorphisme régional au faciès des schistes verts. Les roches volcaniques mafiques présentent un assemblage à chlorite ± carbonate ± actinote ± albite ± épidote, tandis que les roches volcaniques felsiques possèdent un assemblage à séricite ± chlorite ± carbonate ± albite ± quartz. Un métamorphisme de contact au faciès des amphibolites caractérise localement la bordure des plutons syncinématiques à postcinématiques. Les roches volcaniques mafiques en bordure des plutons de Houghton et d’Opémisca montrent des assemblages minéralogiques à hornblende ± grenat ± albite ± quartz, alors que les roches sédimentaires en bordure du Stock à l’Eau Noire contiennent notamment des porphyroblastes millimétriques d’andalousite dans une matrice de plagioclase et de chlorite (MacIntosh, 1966; Charbonneau et al., 1991; Bédard, 1992). La partie nord de la zone d’étude, située à la limite entre les sous-provinces de l’Abitibi et d’Opatica, montre une transition progressive sur ~10 km entre les assemblages du faciès des schistes verts et ceux du faciès des amphibolites (MacIntosh, 1966; Daoudene et al., 2016). L’augmentation de l’intensité du métamorphisme se manifeste d’abord par l’apparition de la biotite dans l’assemblage minéralogique des roches volcaniques mafiques, au détriment de la chlorite. La limite entre les deux sous-provinces est représentée par l’isograde HB+GR indiquant l’apparition de l’amphibole et du grenat dans les roches volcaniques de la Formation d’Obatogamau (assemblage minéralogique à hornblende ± grenat ± plagioclase ± biotite ± quartz).

Géologie économique

La région du lac des Deux Orignaux comprend six types de minéralisations :

• veines aurifères orogéniques;
• minéralisations aurifères disséminées et en remplacement;
• filons cuprifères;
• minéralisations de métaux rares associées aux roches hyperalcalines;
• minéralisation de Ni-Cu-EGP magmatique ou hydrothermal;
• minéralisation de Ni-Cu associée aux anorthosites et aux troctolites;
• minéralisation de sulfures exhalatifs.

Le tableau des zones minéralisées ci-dessous présente les résultats d’analyses pour les 51 zones connues dans le secteur.

Zones minéralisées dans la région du lac des Deux Orignaux

Connus

Nom	Teneurs
Veine aurifère mésothermale, à gangue de quartz et de carbonates
Anville-Bouchard	2 100 ppb Au (T); 11 000 ppm Cu (T); 9,1 ppm Ag (T)
Gladstone	10 900 ppb Au (G)
Golden Moose Gold	1 460 ppb Au sur 1 m (R)
Grizzly	5 180 ppb Au sur 0,9 m (R); 5 180 ppb Au sur 0,9 m (R)
Guettard-Nord	34 170 ppb Au (G); 21,6 ppm Ag sur 1,8 m (R)
Lac Grey Goose-NE	1 800 ppb Au (G)
Queenimich	2 690 ppb Au (G)
Rivière Chibougamau	4 900 ppb Au (G); 11 900 ppm As (G)
Simard (Dolodau)	8 300 ppb Au sur 1,5 m (R); 44 ppm Ag sur 1,5 m (R); 75 500 ppm W (G)
Minéralisation aurifère, disséminée et en remplacement
Dome Pluton	2 400 ppb Au (G)
Filon cuprifère
Alouette	8 490 ppb Au (G); 148 000 ppm Cu (G); 10,89 ppm Ag (G)
Baie de l’Ouest	22 500 ppm Cu sur 0,6 m (D); 1 700 ppm Ni sur 2,1 m (D)
Collines Pachydermes-Est	6 600 ppm Cu (G)
Dionne	29 000 ppm Cu sur 0,6 m (D)
Lac Chaleur-Sud	16 000 ppm Cu sur 0,6 m (D)
Lac Michwacho-Nord	21 700 ppm Cu (G); 200 ppb EGP (G); 200 ppb Pd (G)
Lac des Misérables	14 200 ppm Cu sur 0,2 m (D)
Patino-Sud	11 000 ppm Cu sur 0,6 m (D)
Pennbec	10 000 ppm Cu (G)
Pennbec-2	21 000 ppm Cu (G); 21 000 ppm Cu (G)
Q-4	7 500 ppm Cu sur 0,6 m (D)
Minéralisation de métaux rares, associée aux roches hyperalcalines
Oriana	9 915 ppm ETR sur 1,5 m (D); 23 ppm Ag sur 1,5 m (D); 1 090 ppm Nb sur 1,5 m (D); 4 410 ppm Ce sur 1,5 m (D); 1 920 ppm Nd sur 1,5 m (D); 2 700 ppm La sur 1,5 m (D)
Minéralisation magmatique et hydrothermale de Ni-Cu-EGP
Baie Dussault	9 600 ppm Ni (G); 23 100 ppm Cu (G); 600 ppm Co (G)
La Trève 2 – Flint Rock	1 015 ppb EGP (G); 2 518 ppm Ni (G); 5 691 ppm Cu (G); 171 ppb Au (G); 1 960 ppm Cr (G); 659 ppb Pd (G); 356 ppb Pt (G)
Lac Keller-Nord	5 000 ppm Cu sur 4 m (D); 8 000 ppm Ni sur 4 m (D)
Rivière Obatogamau-Rapides	13 000 ppm Cu sur 2,2 m (D); 1 400 ppm Ni sur 2,2 m (D)
Ruisseau Daladier	4 500 ppm Ni (G); 3 300 ppm Cu (G); 1 300 ppm Co (G)
Ruisseau Daladier-Nord	7 500 ppm Ni sur 3 m (D); 9 000 ppm Cu sur 3 m (D)
Ruisseau Voyageur-Nord	18 300 ppm Cu sur 1,5 m (D)
Minéralisation magmatique, Ni-Cu dominant (±Co ±EGP), associée aux massifs anorthositiques-troctolitiques
Eddy	5 230 ppb Au (G); 2 055 ppm Cu (G)
Pennbec-Sud	110 000 ppm Cu (G); 16 700 ppb Au (G)
Rivière Chibougamau-Nord	55 300 ppm Cu (G); 620 ppb Au (G); 8,9 ppm Ag (G)
Ryan	14 300 ppm Cu (G); 947 ppb Au (G)
Minéralisation magmatique, EGP dominant (±Cr ±Au ±Ni ±Cu)
La Trève 1	16 398 ppb EGP (G); 18 042 ppm Ni (G); 18 800 ppm Cu (G); 1 634 ppm Co (G); 347 ppb Au (G); 0,7 ppm Ag (G); 11 531 ppb Pd (G); 4 867 ppb Pt (G); 152,71 ppb Rh (G)
Minéralisation de sulfures exhalatifs
7607-78-4	8 000 ppm Zn sur 1,1 m (D); 1 500 ppm Cu sur 1,1 m (D)
Baie Wabanock	28,12 ppm Ag (D); 12 000 ppm Pb (D); 8 000 ppm Cu (G); 1 782 ppb Au (G)
Branche Pichamobi	5 000 ppm Cu (G)
Collines Pachidermes	8 800 ppm Cu sur 1,8 m (D)
Daubrée-Bouchard	32 000 ppm Zn (G); 8 349 ppm Cu (G); 9,4 ppm Ag (G)
Dolomieu	22 500 ppm Cu (G); 1 198 ppm Zn (G)
Est de Île Tepeka	10 146 ppm Cu sur 0,3 m (R); 2,7 ppm Ag sur 0,3 m (R)
Lac Coeur-Pendant	10 000 ppm Zn sur 0,6 m (D); 310 ppb Au (D); 4 000 ppm Cu (D); 7 ppm Ag sur 0,6 m (D)
Lac Dolomieu-Sud	5,14 ppm Ag sur 1 m (D); 2 400 ppm Zn sur 1 m (D)
Lac Grey Goose-Nord	24,7 ppm Ag (G); 6 100 ppm Cu (G)
Lac Porphyre-SW	18 ppm Ag sur 1,3 m (D); 1 500 ppm Zn sur 1,8 m (D)
Lac Porphyre-Sud	6,52 ppm Ag sur 23,5 m (D)
Lac des Trois-Iles	7 900 ppm Zn sur 1,6 m (D)
Lamarck-SE	18 000 ppm Zn sur 0,6 m (D)
Patino-Nord	9 000 ppm Zn sur 1,1 m (D); 1 030 ppb Au sur 1 m (D); 1 500 ppm Cu sur 1,1 m (D)
Propriété V.Roy	12,3 ppm Ag (G); 10 200 ppm Cu (G); 200 ppm Co (G); 1 000 ppb Au (G)
Minéralisation de type indéterminé
Lac Grenier-NE	6,85 ppm Ag sur 0,2 m (D)
Substances non métalliques
Sondage OS-4	Teneur: Le sondage OS-4 a recoupé, dans des carbonatites faiblement magnétiques 5,95 % P2O5 (13,6 % apatite) sur 1,45 m et 4 % P2O5 (9,2 % apatite) sur 1,0 m (sondage OS-4, GM-50758) . Ces teneurs en P2O5 sont liées à des disséminations irrégulières d’apatite dans les dykes de carbonatites faiblement magnétiques.

(D) Forage au diamant, (T) Tranchées, (G) Échantillon choisi, (R) Rainure – échantillon en éclats

Le tableau des analyses lithogéochimiques des métaux d’intérêt économique donne la localisation, la description et les résultats d’analyse pour 109 échantillons choisis dans le but d’évaluer le potentiel économique de la région.

 

Les travaux de cartographie et de compilation réalisés par le Ministère de 2012 à 2013 ont permis de définir cinq zones favorables à l’exploration minière.

Couloirs de déformation aurifères et syénites fertiles associées, au NW de Chapais

La majorité des filons de quartz-carbonate aurifères de la région du lac des Deux Orignaux sont spatialement associés aux zones de cisaillement régionales orientées E-W caractérisant le secteur du lac Keller (zone favorable de Keller) et le NW de la baie Dussault (zone favorable de Dussault). La carte d’interprétation structurale montre des anomalies magnétiques plissées correspondant aux contacts (S₀) entre les basaltes coussinés et bréchiques avec les roches intrusives gabbroïques et felsiques. Les anomalies magnétiques rectilignes parallèles témoignent de la transposition de ces contacts dans les zones de cisaillement aurifères (F_2a). Une minéralisation de pyrite ± pyrrhotite ± chalcopyrite disséminée caractérise la matrice des brèches interstitielles des basaltes coussinés. Elle est aussi présente dans les unités de basalte bréchique qui atteignent plusieurs mètres d’épaisseur au contact avec les intrusions gabbroïques et felsiques. Les basaltes bréchiques et les gabbros sont typiquement affectés par une intense altération diffuse en ankérite qui leur confère une couleur orange ocre. Les veines de quartz-tourmaline-pyrite ± arsénopyrite ± fuchsite et d’or natif (1,02 g/t Au à 34,17 g/t Au; Hashimoto, 1980; Boucher, 2013; voir également le tableau des zones minéralisées) présentent une texture rubanée. Elles sont orientées NE-SW à NNE-SSW et plissées par la schistosité régionale S_2a. Les limites de la zone favorable de Dussault suivent les contacts généralement cisaillés entre les filons-couches différenciés et les roches volcaniques de la Formation de Bruneau. La zone favorable de Keller correspond à une série de zones de cisaillement observées à l’échelle de l’affleurement au contact entre les filons-couches gabbroïques, les roches intrusives felsiques à phénocristaux de QZ-PG et les roches volcaniques mafiques.

 

Veines aurifères dans des filons-couches de diorite quartzifère ankéritisée, à l’ouest de Chapais

La zone favorable de Sunset est caractérisée par des veines de QZ-CB aurifères apparaissant au sommet d’un filon-couche différencié qui coupe les roches volcaniques des formations de Bruneau et de Blondeau. À la zone minéralisée de Golden Moose Gold (jusqu’à 1460 ppm Au sur 1 m en rainure; Leblanc, 2013), la diorite quartzifère est couramment ankéritisée et comprend une minéralisation disséminée de pyrite, d’hématite spéculaire et de chalcopyrite en proportion moindre (Allard, 2011; Leblanc, 2013). Les contacts sont bréchifiés entre la diorite, le gabbro sous-jacent et la roche encaissante, laquelle est un tuf à lapillis grossier à fin de composition mafique. Les veines de QZ-CB aurifères millimétriques à centimétriques sont composées de quartz-tourmaline-pyrite ± hématite ± chalcopyrite et définissent localement des réseaux anastomosés globalement orientés E-W, parallèlement aux plans axiaux des plis P_2a régionaux. La localisation des veines dans la partie sommitale et différenciée des filons-couches comagmatiques ainsi que l’altération en ankérite observée rappellent le cas des veines caractérisant les mines Cooke et Norbeau, situées dans la partie supérieure et différenciée du Filon-couche de Bourbeau (Dubé et Guha, 1987).

Minéralisation de Ni-Cu-EGP en bordure du massif de Berey, au NW de Chapais

La zone favorable de Berey-Bordure désigne un secteur en bordure du Stock de Mildred et du massif de Berey où les intrusions mafiques à ultramafiques sont abondantes. Le rôle des intrusions de tonalite et de syénite reste à évaluer, mais le recoupement et la bréchification des intrusions mafiques à ultramafiques par celles de composition felsique semblent déterminant dans le développement d’une minéralisation en Ni-Cu-EGP. La zone minéralisée de La Trêve 1 (partie ouest du feuillet 32J03-200-0101) est encaissée dans un dyke de gabbro orienté 320°, à pendage modéré à fort, qui coupe les basaltes coussinés de la Formation d’Obatogamau. La syénite à feldspath alcalin du Stock de Mildred apparaît aussi sous la forme de dykes qui coupent le gabbro et les basaltes, ce qui produit localement une brèche (photo de l’affleurement 13-YD-2780-2). Le décapage montre un gabbro mésocrate à mélanocrate avec une minéralisation semimassive, et localement en réseau anastomosé, composée essentiellement de pyrrhotite et contenant accessoirement jusqu’à 7 % de chalcopyrite et 4 % de pentlandite (Barrie, 2001). Les meilleures valeurs provenant de trois échantillons choisis recueillis sur la zone décapée sont : 347 ppb Au, 3554 ppb Pt, 9304 ppb Pd, 12945 ppb EGP, 13 060 ppm Cu, 693 ppm Co et 7518 ppm Ni (Beauregard et Gaudreault, 2000). Un contexte similaire est décrit pour la zone minéralisée de La Trêve 4, située dans la partie ouest du feuillet 32G13, au sud du massif de Berey (1,17 g/t Pt+Pd+Au et 0,63 % Cu+Ni+Co sur 6,95 m en rainure; Banas, 2003).

Nouvelle zone favorable pour les minéralisations de sulfures massifs volcanogènes (SMV) en bordure est du Stock de Mildred, au NW de Chapais

Le potentiel pour la minéralisation de type SMV dans la région du lac des Deux Orignaux réside dans la recherche d’exhalites à chert-pyrite ± pyrrhotite ± chalcopyrite. Ces exhalites, qui caractérisent un hiatus dans le volcanisme (Thurston et al., 2008), ont été reconnues au sommet de tous les cycles volcaniques et constituent des cibles d’intérêt pour la recherche de SMV. La zone favorable de Mildred-Est, située en bordure est du Stock de Mildred (ouest du feuillet 32J03-200-0101), correspond aux basaltes coussinés et bréchiques de la Formation d’Obatogamau caractérisés par une silicification et une minéralisation disséminée de pyrite-pyrrhotite-magnétite. Ces roches volcaniques sont coupées par un important réseau de filons-couches gabbroïques et d’intrusions felsiques à phénocristaux de quartz et/ou plagioclase. Des altérations en chlorite, épidote et silice sont spatialement associées à ces intrusions et suggèrent donc que ces hétérogénéités lithologiques sont situées dans des portions fragilisées de la croûte qui permettent la circulation de fluides hydrothermaux. De plus, la zone favorable de Mildred-Est est centrée sur deux intrusions (stocks d’Envoûtant et de Lantagnac), lesquels ont pu servir de source de chaleur pour activer la circulation des fluides. Les analyses réalisées sur les échantillons 13-YD-2801-A2 et 13-YD-2802-B1 n’ont révélé aucune valeur anomale ou indicielle, mais la combinaison des différents éléments mentionnés plus haut (minéralisation, altération, hétérogénéité lithologique, source de chaleur) suggèrent une favorabilité élevée pour la minéralisation de type SMV.

Collaborateurs

Collaborateurs

Auteurs	François Leclerc, géologue, Ph. D. francois.leclerc@mern.gouv.qc.ca Yannick Daoudene, géo. stag., Ph. D. yannick.daoudene@mern.gouv.qc.ca
Géochimie	Fabien Solgadi, géo., Ph. D.
Géophysique	Siham Benahmed, géo. stag., M. Sc. Rachid Intissar, géo., M. Sc.
Évaluation de potentiel	Hanafi Hammouche, géo., M. Sc.
Logistique	Marie-France Beaulieu, géo. stag., B. Sc.
Géomatique	Julie Sauvageau Kathleen O’Brien
Conformité du gabarit et du contenu	François Leclerc, géo., Ph. D.
Accompagnement/mentorat et lecture critique	James Moorhead, géo., M. Sc.
Coordination	Marie-Andrée Vézina, géo.
Organisme	Direction générale de Géologie Québec, Ministère de l’Énergie et des Ressources naturelles, Gouvernement du Québec

Remerciements :

Ce Bulletin géologiQUE est le fruit de la collaboration de nombreuses personnes qui ont activement pris part aux différentes étapes de la réalisation du projet. Nous tenons à remercier la géologue Christine Vézina, ainsi que les étudiants Anne-Sophie Corriveau, Sébastien Dallaire, Pierrick Lamontagne-Hallé et Alix Moïse. Nous voulons aussi remercier les prospecteurs Marc Bouchard, Gilbert Lamothe et André Leclerc qui ont pris le temps de nous montrer leurs découvertes dans le secteur de Chapais. Nous sommes reconnaissants envers notre hôte à Chapais, Gaston Gobeil, qui nous a également dépannés de multiples façons.

 

Références

Publications du gouvernement du Québec

Autres publications