Géologie de la région du lac Caulincourt, sous-provinces d’Opinaca et de La Grande, Eeyou Istchee Baie-James, Québec, Canada

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  Redéfinition majeure des limites entre les sous-provinces de la région

   

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  Nouvelles séquences volcano-sédimentaires : un potentiel pour les sulfures massifs volcanogènes de métaux usuels (SMV)

   

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  Découverte d’essaims d’intrusions mafiques-ultramafiques

 

 

 

 

 

1-      les différences texturales et structurales observées entre les paragneiss, telles qu’énumérées ci-dessus;

2-      la présence d’un isograde métamorphique, passant du faciès supérieur des amphibolites du côté de la Sous-province de La Grande au faciès des granulites du côté de l’Opinaca;

3-      le prolongement d’un linéament magnétique interprété par Côté-Roberge et al. (2021) comme étant la limite la plus à l’ouest entre les deux sous-provinces (figure ci-haut);

4-      l’intégration des séquences volcaniques du Groupe de Clauzel et de la Formation de Caulincourt, interprétées comme les bordures du bassin sédimentaire du Complexe de Laguiche, du côté de la Sous-province de La Grande;

5-      le retrait de la partie du Complexe de Laguiche contournant par le sud la CRVHE et le Complexe de Misasque. Cette partie du Complexe de Laguiche est connue comme étant très peu migmatitisée par ces travaux et ceux de Beauchamp (2020). Ainsi, le Complexe de Misasque, interprété comme un socle mésoarchéen par Beauchamp et al. (2018) serait situé directement sur le contact entre les sous-provinces d’Opinaca et de La Grande. De cette manière, plutôt que d’être de part et d’autre du contact, toutes les lithologies du Batholite de MacLeod seraient assignées à la Sous-province de la Grande.

Cette limite est théoriquement marquée par la Zone de cisaillement de Prosper, mais tout comme au SW de la Sous-province d’Opinaca où elle a été définie, aucune indication de cette zone de cisaillement n’a été identifiée en surface (Côté-Roberge et al., 2021; Côté-Roberge et Chartier-Montreuil, 2023). Son positionnement n’est donc basé que sur l’interprétation des cartes des levés magnétiques aéroportés et sur une estimation de l’emplacement d’un contraste abrupt dans l’isograde métamorphique.

La section de la Sous-province d’Opinaca qui est située dans la zone à l’étude montre de nombreux plutons kilométriques associés à la Suite de Féron (2710,4 ±2,4 Ma; Augland et al., 2016). Ces plutons sont composés de monzodiorite quartzifère et de monzonite quartzifère à biotite-hornblende-magnétite ± orthopyroxène, bien foliées et à grain moyen (nAfer2). Des enclaves mésocrates de taille centimétrique à décimétrique sont systématiquement présentes dans cette unité et sont interprétées comme des amas de magma immiscible. Par endroits, elles sont présentes en grand volume, ce qui pourrait correspondre à la base de la chambre magmatique. La signature très magnétique de ces plutons permet de définir leurs limites sur les cartes aéromagnétiques.

La Suite de Des Antons (nAant1; 2658 ±8 Ma; Davis et Sutcliffe, 2018) correspond à des injections de grande surface de granite rosé à verdâtre à biotite-magnétite, à granulométrie moyenne à grossière, qui contiennent des phases plus pegmatitiques. Le granite est massif ou légèrement folié, montrant une déformation nette matérialisée par un étirement des grains de quartz. L’hétérogénéité de la roche et la proportion de biotite varient selon le degré d’assimilation des enclaves de paragneiss du Complexe de Laguiche (roche encaissante), très communément présentes à travers le granite. Le granite de la Suite de des Antons est prédominant par rapport au paragneiss, dans une proportion minimale de 10 pour 1 en surface, ce qui distingue la région à l’étude par rapport aux autres secteurs de la Sous-province d’Opinaca, qui sont typiquement plus riches en roches métasédimentaires.

 

Lithogéochimie

La lithogéochimie des unités de la région du lac Caulincourt est présentée séparément sous forme de tableaux.

Géologie structurale

 

La déformation ayant affecté la région du lac Caulincourt est principalement occasionnée par un raccourcissement N-S causé par la fermeture du bassin du Complexe de Laguiche. Différents stades de ce raccourcissement permettent de distinguer les différentes fabriques observées. Ce raccourcissement a permis le chevauchement de la Sous-province d’Opinaca sur la Sous-province de La Grande.

Dans la région du lac Caulincourt, la Sous-province d’Opinaca est dominée par des roches intrusives granitiques peu déformées encaissées dans le paragneiss du Complexe de Laguiche. L’étirement du quartz et la myrmékite dans le granite de la Suite de Des Antons reflètent la présence de contraintes ayant affecté ces intrusions. Sur le terrain, on observe un réseau de structures E-W dans le paragneiss qui contourne ces intrusions granitiques, et celles-ci sont graduellement oblitérées par des structures NW-SE localisées plus au nord. Cette caractéristique se reflète sur la carte de la dérivée d’inclinaison qui montre des bandes s’entrecoupant à travers la région d’étude, ce qui implique un minimum de deux épisodes de déformation majeurs.

La Sous-province de La Grande, quant à elle, est marquée par des structures présentant des orientations ENE-WSW dans la partie nord de la région à l’étude, et des orientations E-W dans la partie sud. De grands axes de pli P_n sont concordants à l’orientation de la foliation principale à l’intérieur du paragneiss de la Formation de Prosper et la géométrie des bandes d’unités lithologiques, notamment les séquences volcaniques et certaines intrusions granitiques.

Le secteur à l’étude est divisé en huit domaines structuraux différents, présentés ci-dessous du sud vers le nord. Ils sont décrits en détail dans des fiches structurales accessibles en cliquant sur les hyperliens correspondants. Un petit secteur dans la partie nord de la carte n’est pas inclus dans un domaine en raison du manque de données.

Le Domaine structural de Maingault (DSmai) est un bloc isolé comportant les roches du Complexe de Maingault. Ces roches affichent une fabrique d’orientation E-W marquée par une gneissosité, laquelle est nettement coupée par des intrusions d’orientation NW-SE. Ce domaine est cerné par le Domaine structural de La Sicotière (DSsic), marqué vraisemblablement par l’effet d’entrainement de ces dernières intrusions, ce qui occasionne des fabriques variant d’E-W, soit la fabrique principale, à NW-SE dans la zone d’étude.

Ces domaines structuraux sont limités par la Zone de cisaillement de Nisk au nord, les séparant du Domaine structural de Mabille (DSmab). Cette zone de cisaillement n’a pas été observée à la surface; elle a été définie par : 1) une rupture importante du gradient vertical magnétométrique sur les cartes aéromagnétiques; et 2) une limite interprétée entre les paragneiss des formations de Prosper et de Voirdye. Le Domaine structural de Mabille est constitué de paragneiss de la Formation de Prosper qui présente une fabrique principale bien développée, dont l’orientation est E-W, et qui est marquée par l’orientation de la biotite. De grands plis parallélisés à plans axiaux E-W sont présents, ces derniers étant par endroits perturbés par un système de plis N-S mis en évidence par l’attitude et la morphologie des bandes de roches volcaniques du Groupe de Clauzel (patron d’interférence de type 3 de Ramsay et Huber, 1987).

Vers le nord, la zone de cisaillement d’Eastmain sépare ce domaine du Domaine structural de Crozier (DScrz). Cette zone de cisaillement ne présente pas nécessairement de signes de déformation intense, mais est définie par : 1) une rupture du champ magnétique résiduel sur les cartes aéromagnétiques; 2) la présence au sud du Groupe de Clauzel; et 3) une variation du gradient métamorphique observé dans le paragneiss de la Formation de Prosper, ayant atteint en partie le faciès des granulites au nord, ainsi que dans les roches de l’unité informelle I2a, ayant subi une migmatitisation par endroits. Le Domaine structural de Crozier montre une structure marquée par la présence de nombreux patrons d’interférence en dômes et bassins (type 1 de Ramsay et Huber, 1987) dans le paragneiss de la Formation de Prosper, bien visible sur les cartes magnétométriques, ainsi que par l’influence de grands plis d’orientation E-W à ENE-WSW. Ce domaine est imbriqué par le Domaine structural de Cadieux (DScad) à l’est, représenté par les roches du Batholite de MacLeod. Les fabriques de ce domaine sont parallèles à une orientation davantage ENE-WSW à NE-SW dans la région à l’étude.

Le Domaine structural de Caulincourt (DSclc) forme un panneau d’orientation E-W à ENE-WSW, dans lequel les structures plissées ont été fortement parallélisées. La Zone de cisaillement de Prosper sépare les Sous-provinces de La Grande et d’Opinaca, ainsi que le Domaine de Caulincourt des domaines structuraux de Merlin (DSmrl) et d’Ayr (DSayr). Cette zone de cisaillement, délimitant les sous-provinces d’Opinaca et de La Grande, n’est définie historiquement que par la géophysique et par un contraste flou du métamorphisme. La fabrique principale du Domaine structural de Merlin est typiquement WNW-ESE, mais ses constituants sont fortement influencés par les intrusions ovoïdes des suites de Des Antons et de Féron. Le paragneiss du Complexe de Laguiche s’accole à ces intrusions et la fabrique antérieure aux intrusions est remodelée en conséquence. Le Domaine structural d’Ayr, quant à lui, est défini par un grand pli dont le plan est orienté NW-SE et ouvert au SE, interprété majoritairement à partir des cartes magnétométriques.

Chronologie des phases de déformation

Par convention, la phase de déformation principale pour chaque domaine structural est nommée D_n et les fabriques antérieures et postérieures sont annotées D_{n-1, n-2}… et D_{n+1, n+2}…, respectivement. Le tableau suivant résume à quelle phase de déformation régionale correspondent les fabriques principales et autres fabriques observées dans chacun des domaines structuraux.

Phase de déformation

	D1	D2	D3	D4
	Épisodes de déformation précoces	Raccourcissement N-S et plissement	Cisaillement et plissement E-W par accommodement	Failles fragiles NW-SE
Zone de cisaillement de Prosper (CSpro)			Sn	Fn+2
zone de cisaillement d’Eastmain			Sn	Fn+2
Zone de cisaillement de Nisk (ZCnsk)			Sn	Fn+2
Sous-province d’Opinaca
Domaine structural d’Ayr (DSayr)				Fn+2
Domaine structural de Merlin (DSmrl)		Sn	Sn+1	Fn+2
Sous-province de La Grande
Domaine structural de Caulincourt (DSclc)		Sn et Pn	Sn+1 et Pn+1	Fn+2
Domaine structural de Cadieux (DScad)		Sn
Domaine structural de Crozier (DScrz)		Sn et Pn	Sn+1 et Pn+1	Fn+2
Domaine structural de Mabille (DSmab)	Sn-1	Sn et Pn	Sn+1 et Pn+1	Fn+2
Domaine structural de La Sicotière (DSsic)		Sn		Fn+2
Domaine structural de Maingault (DSmai)	Sn-1	Sn		Fn+2

 

 

Structures primaires S₀

Dans les cas où il est visible, notamment dans la Formation de Prosper, le litage S₀ dans le paragneiss a typiquement été transposé le long de la foliation. Ce litage primaire s’exprime généralement sous la forme d’un rubanement compositionnel ou par la variation de la taille des grains des différents lits. Un litage primaire dans les roches volcanoclastiques est aussi présent dans le Groupe de Clauzel.

Phases de déformation D₁

Des évidences de déformation antérieures à D₂ sont rarement observées sur le terrain et prennent la forme d »une schistosité coupée par la fabrique régionale, ou par une foliation déformée par des plis P₂. La variété d’orientation de ces fabriques semble indiquer qu’au moins une phase de déformation précède la phase D₂.

Phases de déformation D₂

Dans le paragneiss, la déformation principale D₂ se traduit par un fort raccourcissement N-S à l’échelle régionale, formant une fabrique principale d’orientation générale E-W à ENE-WSW. Elle s’exprime principalement par une foliation formée par l’alignement et l’étirement des grains de biotite, par l’étirement des grains de quartz ainsi que par le litage compositionnel transposé. Les grands ensembles intrusifs de composition felsique à intermédiaire montrent couramment une foliation très nette, également marquée par l’alignement de la biotite ainsi que de la hornblende, ou encore par une gneissosité. Un épisode de plissement P₂ y est aussi associé, lequel témoigne d’un raccourcissement très important marqué par la transposition des flancs des plis dans la foliation principale. Ces plis isoclinaux sont notamment très communs dans le Domaine structural de Caulincourt.

Un léger étirement du quartz est communément observé dans le granite tardif et un alignement des porphyroblastes de pyroxène est également présent dans certaines roches intrusives de composition ultramafique. L’épisode de déformation s’est donc poursuivi jusqu’à la mise en place de ces intrusions.

Phases de déformation D₃

Des évidences d’un mouvement directionnel dextre sont observées dans les roches de la région. Ce mouvement serait le résultat de l’accommodation de la déformation à la suite du prolongement dans le temps du raccourcissement N-S, possiblement davantage orienté NW-SE à ce moment. Ce mouvement d’accommodation ductile a permis la formation des différentes zones de cisaillement d’orientation E-W présentes à travers la région à l’étude, et pourrait aussi expliquer les patrons en dômes et bassins des domaines structuraux de Crozier et de Caulincourt, ainsi que les plis d’interférence à axes N-S du Domaine structural de Mabille. En affleurement, cet épisode de déformation est matérialisé par une deuxième foliation orientée E-W affectant l’orientation des grains de biotite, par de rares plans de crénulation ENE-WSW ou par la présence de porphyroblastes, formant des indicateurs cinématiques de type sigma ou delta, à proximité des zones de cisaillement.

Phases de déformation D₄

Cette phase correspond au prolongement du raccourcissement N-S, amorçant un mouvement tardif occasionnant une déformation cassante à l’origine des failles régionales d’orientation NW-SE. Des déplacements hectométriques des unités lithologiques permettent de déduire un mouvement en décrochement dextre de ces structures. Ces failles coupent tous les domaines structuraux de façon relativement rectiligne; elles n’ont donc pas été perturbées par des événements majeurs de déformation subséquents.

 

Faciès métamorphique

La zone à l’étude est dominée par les roches métasédimentaires de la Formation de Prosper et du Complexe de Laguiche, et dans une moindre mesure par celles de la Formation de Voirdye. Toutes ces roches montrent une recristallisation importante marquée par l’absence générale de stratification, par une structure granoblastique bien développée et par l’omniprésence de la biotite remplaçant les argiles dans la roche. Il est à noter que des évidences de stratification sont présentes par endroits à travers un rubanement compositionnel. D’autres évidences de métamorphisme dans ces roches incluent le développement de minéraux métamorphiques tels la cordiérite, la sillimanite, le diopside, le grenat et l’orthopyroxène, de même qu’une fusion partielle de forte intensité entrainant localement la formation de métatexite et de diatexite.

Dans la région à l’étude, on observe un contraste métamorphique important, marquant typiquement la limite théorique entre les sous-provinces d’Opinaca et de La Grande. Cette limite est marquée par la Zone de cisaillement de Prosper (CSpro). Au nord de la CSpro, la Sous-province d’Opinaca est caractérisée par un métamorphisme au faciès des granulites. Le paragneiss du Complexe de Laguiche dans la région à l’étude contient quasi systématiquement de l’orthopyroxène et a généralement subi une faible fusion partielle. Contrairement à d’autres endroits dans le Complexe de Laguiche, peu de métatexite et de diatexite ont été identifiées dans la région. On observe beaucoup plus de grandes intrusions granitiques qui ont assimilé des enclaves de paragneiss. Du mobilisat in situ est observé par endroits, mais avec des proportions généralement de <20 % du volume de la roche. Du granite à orthopyroxène a aussi été répertorié, possiblement le résultat de l’assimilation de paragneiss à orthopyroxène. Dans les roches de la Suite de Féron, l’orthopyroxène montre communément des évidences de rétromorphose à hornblende.

Au sud de la CSpro, les roches de la Sous-province de La Grande sont généralement affectées par un métamorphisme au faciès supérieur des amphibolites. Le paragneiss de la Formation de Prosper est généralement peu migmatitisé et un rubanement compositionnel est visible localement (nAprp1). La roche peut contenir de la hornblende. En de rares endroits, des lits enrichis en aluminosilicates, typiquement de la cordiérite, sont présents. Beauchamp (2020) corrobore que le paragneiss au sud de la CRVHE et de la zone de cisaillement d’Eastmain (feuillet 33A01) est notablement moins métamorphisé qu’au nord du Batholite de MacLeod (feuillet 33A07), en plus de contenir plus de cordiérite.

Toutefois, la position exacte du contraste métamorphique marquant la CSpro et de la limite entre les deux sous-provinces est souvent difficile à définir. Plusieurs indices aident à isoler ce contact, dont la proportion de grenat qui augmente par endroits le long de la limite, autant dans le paragneiss que dans le granite qui le coupe. Cependant, comme observé par Côté-Roberge et Chartier-Montreuil (2023) à l’ouest, cette limite peut être considérée comme graduelle à certains endroits le long de ce contact. Cette observation est également valide pour le terrain d’étude du lac Caulincourt (partie nord du feuillet 33A03), où du paragneiss de la Formation de Prosper contient de l’orthopyroxène (nAprp1b), et où les roches métasédimentaires semblent plus hétérogènes et remaniées. On y observe davantage d’injections granitiques à l’image de ce que l’on observe dans le Complexe de Laguiche avec la Suite de Des Antons. Du point de vue géochimique, il est plus difficile de distinguer les roches de la sous-unité nAprp1b de celles du Complexe de Laguiche, par rapport aux autres roches de la Formation de Prosper (voir graphique). Toutefois, au niveau régional, les roches de l’unité nAprp1b semblent former des bandes encaissées à l’intérieur de l’unité nAprp1, qui sont ainsi séparées spatialement du Complexe de Laguiche, du moins en surface. Aussi, certains critères diagnostiques permettent encore de différencier les unités nAprp1b et nAlgi2a, comme : 1) la couleur bleutée de la roche en surface; 2) la tendance à se présenter sous forme de grands bancs homogènes; et 3) les grains d’orthopyroxène étant communément disséminés plutôt qu’en porphyroblastes squelettiques. 

Il est possible qu’un métamorphisme de contact substantiel causé par la proportion nettement plus importante d’injections granitiques observées puisse expliquer ces différences, ou que certaines zones de la Formation de Prosper aient subi un métamorphisme plus intense lors de l’épisode de chevauchement ayant affecté la région. Si on associe ces roches au Complexe de Laguiche, elles pourraient correspondre à des bandes ayant pu remonter sous la forme d’écailles tectoniques à travers la Formation de Prosper lors de l’épisode de chevauchement. Il pourrait aussi s’agir d’un effet de dômes et bassins ayant permis à une part des roches en profondeur du Complexe de Laguiche de remonter à la suite d’un chevauchement.

Outre les roches métasédimentaires, on observe des indications de métamorphisme dans d’autres types de roche de la région. Les roches volcaniques du Groupe de Clauzel, de la Formation de Caulincourt et de la Formation de Mistamiquechamic sont métamorphisées au faciès des amphibolites, et se manifestent par une amphibolitisation importante. La hornblende est typiquement verte, mais une variété bleutée a été observée dans la partie NE de la Formation de Prosper et de la Formation de Caulincourt, impliquant des températures moins élevées à cet endroit. Les structures primaires de ces roches ont typiquement été oblitérées, bien que quelques reliques de coussins et un litage volcanique aient été observées localement.

Les roches intrusives granitiques, en volume important dans la région, ne présentent aucun agencement de minéraux particulier pouvant quantifier le degré de métamorphisme qu’elles ont subi, mais présentent des évidences de recristallisation dynamique au niveau microscopique. En général, les roches intrusives de la région à l’étude montrent des textures de bourgeonnement de basse température, mais aussi de migration de bordures des grains, impliquant des températures de recristallisation élevées comprises entre 500 à 700 °C (Passchier et Trouw, 2006). Le quartz présente très communément une extinction roulante, plus rarement une extinction en échiquier synonyme d’un métamorphisme de haute température (>700 °C; Passchier et Trouw, 2006). Les roches intrusives dans lesquelles ces phénomènes sont observées, principalement celles de la Suite de Des Antons, auraient ainsi subi minimalement un métamorphisme au faciès des amphibolites.

Au niveau des altérations tardives, les roches dans la zone à l’étude sont communément marquées par une saussuritisation (séricite, épidote, zoïsite) des feldspaths, particulièrement au niveau des plagioclases, et une chloritisation de la biotite. La chlorite est typiquement bleue en polariseurs croisés (variété ferrifère), bien que des instances verdâtres indiquant une variété plus magnésienne aient été observées aussi bien dans les roches volcaniques que dans les roches métasédimentaires dans le secteur centre-est du feuillet 33A06, qui semblent avoir subi des températures de métamorphisme moins élevées.

Épisodes métamorphiques

Un petit nombre d’analyses géochronologiques ont été réalisées dans la région. Dans le Complexe de Laguiche, l’échantillon de paragneiss 2016-HH-1654 a donné un âge de métamorphisme de 2692 ±6 Ma sur monazite (Davis et Suctliffe, 2018). L’échantillon de granite 2018-SG-7102A a quant à lui retourné un âge de 2686 ±4 Ma (Davis, 2019). Ce granite a été interprété sur le terrain comme étant issu de la fusion partielle du paragneiss, octroyant ainsi deux âges concordants pour un épisode de métamorphisme à ∼2690 Ma. Cet âge ne correspond pas avec celui du pic métamorphique de 2670 Ma obtenu par Côté-Roberge et al. (2018) dans la partie nord du Complexe de Laguiche, impliquant ces deux hypothèses : 1) la partie sud du bassin aurait subi le pic de métamorphisme plus tôt; ou 2) cet âge de ∼2690 Ma correspond à un épisode de métamorphisme précoce et distinct de celui de la partie septentrionale de ce bassin.

L’échantillon 2018-WM-3073 correspond à un paragneiss de la Formation de Prosper dont l’analyse géochronologique sur monazite a donné un âge métamorphique de 2654 ±6 Ma (Davis, 2019). Cet âge correspond à celui de la mise en place des granites de la Suite de Des Antons dans le Complexe de Laguiche. Il est possible que cet âge soit lié au métamorphisme de contact généré par des intrusions de cet événement intrusif. Un autre âge de 2626 ±3 Ma a été obtenu sur le même échantillon; il pourrait correspondre à un autre épisode de métamorphisme plus tardif qui demeure inexpliqué.

Géologie économique

La région du lac Caulincourt présente des zones favorables pour trois types de minéralisation :

• minéralisation associée aux porphyres cuprifères;
• minéralisation magmatique de nickel-cuivre (± cobalt ± éléments du groupe du platine) associée aux roches intrusives mafiques à ultramafiques;
• minéralisation de sulfures massifs de métaux usuels (SMV).

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

Connues

Nom	Teneurs
Minéralisation associée aux roches intrusives porphyriques
Éch. S409336	2180 ppm Mo (G); 3110 ppm Cu (G); 4,7 ppm Ag (G); 100 ppb Au (G)
Minéralisation associée aux intrusions porphyriques à Cu-Au-Mo
Lac Macleod	En date du 15 avril 2011, les ressources mesurées et indiquées seraient de 18,18 Mt @ 0,6 % Cu et 0,09 % Mo; les ressources présumées de 1,86 Mt @ 0,35 % Cu et 0,08 % Mo (SGM – Mines et projets). Ressources minérales indiquées à la zone principale : 24,4 Mt à 0,53 % Cu, 0,076 % Mo, 0,05 g/t Au et 4 g/t Ag. Ressources minérales présumées : 3,8 Mt à 0,29 % Cu, 0,036 % Mo, 0,03 g/t Au et 3 g/t Ag (GM 63812, p 22); 132 000 ppm Cu (G); 16 700 ppm Mo (G); 4460 ppb Au (G); 54,89 ppm Ag (G); 351 ppm Bi (G)
Pointe Richard	Pointe Richard (Zone Sud), ressources indiquées : 1 470 000 t à 0,72 % Cu, 0,18 % Mo, 0,54 g/t Au, 19 g/t Ag (GM 63812).; 42 700 ppm Cu (G); 13 000 ppm Mo (G); 76,8 ppm Ag (G); 2870 ppb Au (G)
Pointe Rocky	100 000 ppm Cu (G); 3400 ppm Mo sur 3,6 m (D); 26 ppm Ag (G); 1180 ppb Au (G)

(D) Forage au diamant, (G) Échantillon choisi

Le tableau des analyses lithogéochimiques des métaux d’intérêt économique donne la localisation, la description et les résultats d’analyse pour 26 échantillons choisis dans le but d’évaluer le potentiel économique de la région.

Minéralisations connues de la région d’étude

Le Batholite de MacLeod reconnu pour ses minéralisations de type porphyre cuprifère

La portion ouest du Batholite de MacLeod, encaissant les gîtes du Lac MacLeod et de Pointe Richard, se trouve dans le feuillet 33A03 (zone favorable de MacLeod). Cette intrusion est connue non seulement pour être l’hôte de ces deux gîtes, mais également pour son impact hydrothermal sur le paragneiss encaissant de la Formation de Prosper. Ces minéralisations sont localisées au contact de roches métasédimentaires gneissiques et migmatitiques et le batholite, dans une unité schisteuse à biotite-chlorite-actinote. La mise en place du Batholite de MacLeod est estimée à 2704 ±2 Ma (Davis, 2019). L’interprétation de la mise en place de la minéralisation serait d’origine magmatique-hydrothermale de type porphyrique et cupro-molybdènifère ou skarnifère. De nombreuses zones minéralisées à Cu-Au-Ag-Mo sont disposées le long de l’auréole d’altération du Batholite de MacLeod, dont le gîte du Lac MacLeod, ayant des ressources minérales calculées de 18,18 Mt à 0,6 % Cu, 0,09 % Mo, 0,06 g/t Au et 4,48 g/t Ag en ressources mesurées et indiquées (Winter, 2011). Peu de travaux ont été effectués sur cette zone lors de cette campagne de cartographie, puisqu’elle avait déjà été cartographiée et décrite en détail par Beauchamp (2020). Cependant, un affleurement de paragneiss contenant un niveau de grenatite de 2 m sur 50 cm (2024-CL-2111), sur lequel des valeurs anomales de 0,22  % Cu et des valeurs significatives de 59 ppb Au et 12,3 ppm Cs ont été obtenues, a été mis au jour à 1 km au nord du Batholite de MacLeod, et est possiblement le résultat du passage des fluides hydrothermaux du batholite.

Minéralisations découvertes lors des présents travaux

Nouvelles séquences volcano-sédimentaires : un potentiel pour les sulfures massifs volcanogènes de métaux usuels (SMV)

Les séquences volcano-sédimentaires identifiées durant ces travaux recèlent un certain potentiel pour les minéralisations en métaux de base de type SMV. Dans le feuillet 33A03, le Groupe de Clauzel comporte de nombreuses zones rouillées décimétriques à métriques minéralisées en pyrite-chalcopyrite disséminées (jusqu’à 20 % par endroits) dans de l’amphibolite dérivée de roche basaltique ainsi que de la dacite (zone favorable de Clauzel). De la chalcopyrite disséminée (<1 %) a été observée dans les lames minces de certains échantillons (24-ST-3123C et 24-ST-3183A). Une anomalie en arsenic dans le till glaciaire (Otish 2017 As 1) est associée au Groupe de Clauzel, un élément communément présent dans les minéralisations aurifères épigénétiques.

La Formation de Caulincourt est composée d’une alternance de paragneiss, de dacite à grenat et d’andésite amphibolitisée. Elle se trouve à proximité de la limite avec la Sous-province d’Opinaca (zone favorable de Caulincourt). L’affleurement 24-CL-2075 comporte un banc de 2 m d’épaisseur de dacite (nAclc2) contenant 1 % de pyrite-pyrrhotite disséminées, un niveau exhalatif riche en sulfures (<15 %) et un réseau de veines de quartz millimétriques à centimétriques contenant des sulfures disséminés. Une zone intensément métasomatisée et rouillée de 3 m sur 5 m, encaissée dans l’andésite et la dacite et associée à une zone de grenatite (24-SN-5135), est observée à proximité de ce niveau exhalatif. Elle renferme 3 à 7 % de pyrite-chalcopyrite finement disséminées, bien qu’aucune valeur significative n’ait été rapportée dans un échantillon prélevé sur cette zone. Cependant, cet affleurement se situe dans l’axe du mouvement glaciaire d’une traînée d’échantillons de till enrichis en cuivre, identifiés comme la zone favorable d’Otish 2017 Cu 1. Cette zone de roche métasomatisée pourrait correspondre à une altération proximale à intermédiaire à Fe-Mg-Mn liée à un système SMV.