Géologie de la région du lac à l’Eau Jaune, Sous-province de l’Abitibi, au sud de Chapais, Québec, Canada

À la UNE

La zone favorable du lac à l’Eau Jaune : l’équivalent structural du secteur aurifère Monster Lake au nord de l’Anticlinal de La Dauversière

 

La Formation de Chrissie au sud du lac Presqu’Île : une zone favorable pour la recherche de SMV

 

Le Membre de Winchester de la Formation de Waconichi : une zone favorable pour la recherche de SMV zincifères

 

 

L’Essentiel

Une nouvelle carte géologique de la région du lac à l’Eau Jaune (Sous-province de l’Abitibi) a été produite à l’échelle du 1/50 000 suite à un levé réalisé au cours de l’été 2015. La cartographie de ce secteur a permis de démontrer la continuité de la Formation de Chrissie au sud du Pluton de Presqu’Île et au nord-est du Complexe d’Eau Jaune. Les lentilles de roche volcanoclastique et d’exhalite caractérisant la partie supérieure de la Formation de Chrissie constituent des zones favorables pour la recherche de SMV. La datation d’un tuf à lapillis et à blocs échantillonné au sud du lac des Trois Îles à 2729,9 ±6,8 Ma implique le prolongement de la Formation de Waconichi depuis le Synclinal de Muscocho jusqu’à la bordure sud du feuillet 32G10. Dans ce secteur, la présence de niveaux d’exhalite zincifère souligne le potentiel pour la minéralisation de type SMV. Les travaux de compilation du CONSOREM (Faure, 2012) ont été intégrés à la carte du Sigéom et soulignent l’hétérogénéité des unités de roches volcaniques. Les données structurales recueillies sur le terrain, combinées à l’interprétation des données aéromagnétiques, permettent de raffiner le tracé des failles et des zones de cisaillement. La minéralisation aurifère se trouve au contact entre des unités dont le comportement rhéologique est différent (roche volcanique mafique à felsique, roche intrusive felsique, gabbro) et qui sont affectées par les discontinuités structurales des zones de cisaillement de Ray, de Monster Lake, de Guercheville ainsi que du Couloir de déformation de Fancamp.

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 de trois géologues et trois étudiants en géologie, entre le 5 juin et le 21 août 2015.

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 :

Travaux antérieurs

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

Lithostratigraphie

La région d’étude est située au sud de Chapais, dans la partie nord-est de la Sous-province de l’Abitibi, qui désigne un ensemble de roches volcano-sédimentaires et plutoniques d’âge néoarchéen du sud-est de la Province du Supérieur (Thurston et al., 2008; Goutier et al., 2010). Les unités de la région du lac à l’Eau Jaune 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 paléoprotérozoïques.

La chronologie relative de mise en place de ces unités est illustrée dans ce schéma stratigraphique qui tient compte de leur position relative et de leurs relations de recoupement décrites sur le terrain. Cette interpétation est supportée par les données géochronologiques U-Pb pour quelque 17 unités du secteur. La dimension des unités représentées sur le schéma respecte les superficies cartographiées en surface.

UNITÉS ARCHÉENNES

Roches volcaniques antérieures à la mise en place du Groupe de Roy

Les plus vieilles roches de la région se trouvent dans la Formation des Vents (Sharma et al., 1987) et sont exposées à la bordure sud-est du Complexe d’Eau Jaune. La partie inférieure de l’unité comprend des coulées de basalte et de basalte andésitique, de l’amphibolite dérivée de basalte et de gabbro ainsi qu’une proportion mineure de roche volcanoclastique intermédiaire (nAdv1). Les coulées mafiques caractérisant la partie inférieure de la Formation apparaissent interstratifiées au travers d’une unité de roches volcanoclastiques mafiques à felsiques, de mudstone graphiteux et d’exhalite dominant la partie supérieure de l’unité (nAdv2). La Formation de Chrissie (Charbonneau et al., 1991) est reconnue au nord du Complexe d’Eau Jaune et comprend une unité de basalte et de gabbro à structure gloméroporphyrique (nAcs1). L’unité de gabbro à structure gloméroporphyrique, de tuf à lapillis mafiques, d’andésite et d’exhalite (nAcs2) constitue des lentilles intercalées dans la partie supérieure de l’unité nAcs1 et domine également la partie sommitale de la Formation de Chrissie.

Roches volcano-sédimentaires du Groupe de Roy

Au nord-est de la Sous-province de l’Abitibi, le Groupe de Roy comprend deux cycles volcaniques, chacun sommairement défini par une partie inférieure de composition mafique et une partie sommitale de composition felsique. Dans la région d’étude, le Groupe de Roy est essentiellement constitué de roches volcaniques et n’inclut qu’une infime portion de roches sédimentaires.

Premier cycle volcanique
À la base, la Formation d’Obatogamau (Cimon, 1977) comprend du basalte, du basalte andésitique et de l’amphibolite (nAob1) ainsi que quelques lentilles de roches volcanoclastiques intermédiaires à felsiques, de dacite et de mudrock graphiteux et pyriteux (nAob2). Le sommet du premier cycle volcanique est caractérisé par la Formation de Waconichi (Duquette et Mathieu, 1966), qui inclut sept membres dans la région d’étude. La distribution des unités suit essentiellement l’orientation de la trace axiale NNE-SSW du Synclinal de Muscocho. Le Membre de Winchester est une nouvelle unité désignant des roches volcanoclastiques mafiques à intermédiaires et localement felsiques, des coulées andésitiques à dacitiques ainsi que du mudshale graphiteux s’étendant au sud des lacs Winchester et des Trois Îles (nAwn). Le Membre des Îles représente une nouvelle unité composée de roches volcanoclastiques andésitiques à dacitiques (nAile). Le Membre des Lacs est une nouvelle unité désignant le tuf à blocs et à lapillis basaltique à andésitique à l’ouest du lac Chico (nAlcs). Le Membre de Chevrier (Legault, 2003) est composé de dacite porphyrique, de tuf à blocs et à lapillis intermédiaire à felsique et de roche intrusive felsique (nAchv). Le Membre de Coyote (Legault, 2003) est formé de dacite et de rhyodacite porphyriques ainsi que de tuf à blocs et à lapillis intermédiaire à felsique (nAcoy). Le Membre de Queylus (Legault, 2003) comprend des roches volcanoclastiques mafiques à intermédiaires ainsi que du mudrock (nAqu1). Le Membre d’Andy (Daigneault et Allard, 1990) regroupe une unité de basalte et de basalte andésitique (nAan1) ainsi qu’une unité de roches volcanoclastiques mafiques à felsiques (nAan2). La portion nord de l’unité suit la trace axiale E-W du Synclinal de Chapais.

Deuxième cycle volcanique
Seule la Formation de Bruneau (Leclerc et al., 2011) représente le second cycle volcanique du Groupe de Roy dans la région cartographiée. Elle est composée de basalte, de basalte andésitique et d’amphibolite (nAbnu1) ainsi que de quelques lentilles de roches volcanoclastiques mafiques à felsiques, de rhyodacite et de rhyolite (nAbnu2). La Formation est exposée au cœur du Synclinal de Muscocho et le long de la Zone de cisaillement de Kapunapotagen.

Roches sédimentaires du Groupe d’Opémisca
Les roches sédimentaires du Groupe d’Opémisca (Norman, 1937) reposent en discordance sur celles du Groupe de Roy et sont exposées dans la partie nord-est de la zone d’étude. La Formation de Stella (Caty, 1975) comprend du conglomérat polygénique, de l’arénite lithique et du mudrock (nAst1). Elle est recouverte par la Formation de Haüy (Cimon, 1976b) constituée de conglomérat polygénique, de subarkose, de clayslate, de basalte et de trachyte porphyrique (nAhy). Le Membre de Vanina (Charbonneau et al., 1991) regroupe des coulées de basalte et de basalte andésitique à l’intérieur de la Formation de Haüy (nAva).

Roches intrusives mafiques à ultramafiques
Trois petites intrusions de pyroxénite (I4B) situées au nord-ouest du Pluton de Muscocho coupent les roches volcaniques de la Formation d’Obatogamau. Les roches volcaniques de la région sont coupées par des filons-couches composés de gabbro, de diorite, de leucogabbro, de ferrogabbro et plus localement de dunite et de pyroxénite (I3Ac). Les diorites (I2ja) apparaissent sous la forme de dykes ou de petites masses intrusives le plus couramment associés aux plutons tonalitiques à granodioritiques. L’Intrusion du Lac Trenholme (nAltr; Morin, 1994) désigne les filons-couches de gabbro situés à l’est du lac Trenholme.

Roches intrusives felsiques
Une phase tardive du Pluton de Chibougamau (Allard, 1956) coupe les roches sédimentaires de la Formation de Stella au nord-est de la zone d’étude. Cette phase (nAchi2) est composée de tonalite avec une proportion subordonnée de diorite à hornblende et de diorite quartzifère à hornblende. Elle est coupée par des dykes de tonalite et de diorite porphyroïde. Le Complexe d’Eau Jaune (Holmes, 1959) coupe la base de l’empilement volcano-sédimentaire. Il comprend une unité de diorite, de diorite quartzifère et de tonalite (nAeja1) injectée par une unité de tonalite, gneiss tonalitique, gneiss dioritique et amphibolite (nAeja2). Cette unité est à son tour coupée par une unité de trondjhémite (nAeja3). Dans la partie ouest de la zone d’étude, les roches du Complexe d’Eau Jaune sont successivement coupées par les gneiss tonalitiques de la Suite intrusive de Lapparent (nAlap1; Racicot et al., 1984) ainsi que par la Tonalite de l’Est (nAtoe; Midra et al., 1992a; 1992b) qui affleure immédiatement à l’ouest (feuillet 32G11) . La tonalite du Pluton de Verneuil (nAvrn; Holmes, 1959) coupe les roches volcaniques du Groupe de Roy dans la partie sud-est de la zone d’étude. Au nord-ouest, dans le secteur du lac de la Presqu’Île, la tonalite du Pluton de Presqu’Île (nAprq; Watkins et Riverin, 1982) injecte les roches volcaniques des formations de Chrissie et d’Obatogamau. Tout juste à l’ouest, ces mêmes roches sont également coupées par le Pluton d’Anville, essentiellement formé de tonalite (nAanv, Midra et al., 1992a). La tonalite du Stock de Chico (nAchc) coupe les roches volcanoclastiques du Membre des Lacs. Le Pluton de Muscocho (nAmus; Holmes, 1959) est constitué de granodiorite et coupe les roches volcaniques de la Formation d’Obatogamau et du Membre d’Andy. Les intrusions felsiques à phénocristaux de plagioclase et/ou de quartz (I1a) ont généralement une épaisseur de quelques mètres à quelques dizaines de mètres et coupent les ensembles de roches volcano-sédimentaires. Ils ont une couleur grise et contiennent ~2 % de phénocristaux de plagioclase et de quartz ainsi que des traces de pyrite (Gagnon, 2010).

UNITÉS PALÉOPROTÉROZOÏQUES

Le dyke de gabbro orienté ENE-WSW qui coupe les roches du Complexe d’Eau Jaune et de la Formation d’Obatogamau est attribué aux Dykes de Biscotasing (pPbis; Buchan et al., 1993). Les dykes de gabbro et de gabbro à quartz orientés NNE-SSW coupant les roches volcaniques de la Formation d’Obatogamau, du Membre de Winchester et du Pluton de Verneuil correspondent aux Dykes du Chef (pPcf; Ciborowski et al., 2014). Le dyke orienté NNW-SSE qui coupe les roches de la Formation des Vents et du Complexe d’Eau Jaune est interprété sur la base des données magnétiques et a été corrélé aux Dykes du Lac Esprit (pPesp; Goutier et al., 1998).

Lithogéochimie

La lithogéochimie des unités de la région du lac à l’Eau Jaune est présentée séparément sous forme de tableaux.

Géologie structurale

Les données structurales mesurées sur le terrain et provenant des travaux antérieurs ainsi que les images produites à partir des données géophysiques (Keating et D’Amours, 2010) permettent de subdiviser la région d’étude en six domaines structuraux et trois couloirs de déformation. Il s’agit des domaines structuraux de Chico (DSchc), de Goudreau (DSgdu), des Îles (DSile) de Lapparent (DSlap), de Presqu’Île (DSprq) et de Verneuil (DSvrn) et des couloirs de déformation de Fancamp (CDfcp), de Guercheville (CDgcv) et de Kapunapotagen (CDkap). Les limites entre les domaines structuraux et les couloirs de déformation correspondent à des changements dans l’attitude de la foliation principale (S_n) et à une variation dans l’intensité de la déformation, à une zone de cisaillement ou à un contact avec une unité intrusive. L’analyse structurale de la région du lac à l’Eau Jaune implique au moins trois épisodes archéens de déformation fragile-ductile à ductile (nommés D_n-1, D_n et D_n+1) et un épisode ultérieur de déformation cassante nommé D_n+2.

Structures primaires (S₀)

La morphologie des coussins, l’abondance de vésicules et d’amygdules au sommet des coussins et la présence de chambres de quartz dans les coulées de roches volcaniques mafiques (Dimroth et al., 1978) constituent les principaux éléments permettant d’établir la polarité des unités stratigraphiques de ce secteur. Les unités de roche volcanoclastique de ce secteur sont généralement trop déformées et leurs structures primaires n’ont pas été préservées. Certains secteurs sont caractérisés par des affleurements où les structures primaires semblent indiquer des polarités divergentes. Ces polarités opposées résultent du plissement des roches lors de la déformation régionale, lequel est illustré en carte par des traces axiales de plis anticlinaux et synclinaux.

ÉVÉNEMENT DE DÉFORMATION D_n-1

Dans la partie est de la zone d’étude, la déformation D_n-1 est représentée par le plissement des roches volcaniques du Groupe de Roy suivant la trace NNE-SSW du Synclinal de Muscocho (Domaine structural de Chico). Aucune foliation S_n-1 n’est associée à ce pli régional, dont l’existence est démontrée grâce à l’opposition des regards structuraux identifiés à partir de coulées coussinées moins déformées, localisées sur chaque flanc du pli (Daigneault et Allard, 1990; Daigneault, 1991). Dans la partie ouest de la zone d’étude, les failles au tracé concentrique du Domaine structural de Lapparent, qui moulent préférentiellement le contact entre les différentes unités de la Suite intrusive de Lapparent et les enclaves d’amphibolite, sont associées à la mise en place de l’intrusion synvolcanique. Dans le Domaine structural de Chico, à la bordure sud-est du Complexe d’Eau Jaune, les roches subissent le plissement P_n-1 attribuable à la mise en place de l’intrusion. Une foliation S_n-1 se développe préférentiellement au contact entre les roches volcaniques mafiques, les roches volcanoclastiques, les mudstones graphiteux et les roches intrusives felsiques de la Formation d’Obatogamau. Cette fabrique est difficile à observer puisqu’elle est dans la plupart des cas totalement transposée dans le plan de la schistosité régionale S_n E-W. Néanmoins, on a observé à quelques endroits une crénulation de la foliation S_n-1 par la foliation S_n orientée E-W. 

ÉVÉNEMENT DE DÉFORMATION D_n

La déformation principale D_n est soulignée par une foliation S_n diffuse à l’échelle de la région, orientée E-W à WNW-ESE et à fort pendage. Cette foliation régionale est de plan axial aux plis régionaux P_n. Elle est définie par l’orientation des minéraux typiques de conditions métamorphiques du faciès des schistes verts et, en bordure des roches intrusives, du faciès des amphibolites. De plus, elle est définie par l’étirement et l’aplatissement des éléments anisotropes au sein des roches tels les coussins de basalte et les fragments de roche volcanoclastique et de conglomérat. La linéation L_n mesurée sur le plan S_n correspond à l’alignement préférentiel ou l’étirement des minéraux métamorphiques, mais aussi à l’étirement d’objets tels des amygdules, des lapillis et des fragments. Le plongement de cette linéation est modéré à subvertical.

Les principaux plis régionaux (P_n)

Les principaux plis P_n régionaux à trace axiale E-W sont le Synclinal de Chapais et l’Anticlinal de La Dauversière. La trace axiale du Synclinal de Chapais correspond au cœur du bassin où se sont déposées les roches sédimentaires du Groupe d’Opémisca. Le Synclinal de Chapais est reconnu depuis le Couloir de déformation de Lamarck à l’ouest de Chapais jusqu’au Front de Grenville, dans la région de Chibougamau (Daigneault et Allard, 1990; Charbonneau et al., 1991; Leclerc et Houle, 2013; Leclerc et al., 2017; Leclerc et Daoudene, 2021).

L’Anticlinal de La Dauversière suit la crête apicale d’une série d’intrusions alignées E-W au sud de Chapais et de Chibougamau, à savoir la Suite intrusive de Lapparent ainsi que les plutons de Verneuil, de La Dauversière et de Boisvert (Daigneault et Allard, 1990). Dans les domaines structuraux de Presqu’Île et de Chico, l’orientation primaire (S₀) et la foliation S_n-1 se moulent aux contacts du Complexe d’Eau Jaune et sont transposées dans le plan de la foliation S_n. Les polarités stratigraphiques des coulées volcanique et des dépôts volcanoclastiques divergent de part et d’autre de la trace axiale de l’anticlinal.

Zones de cisaillement inverses E-W et NW-SE synchrones (F_n)

Le Couloir de déformation de Kapunapotagen (CDkap) d’orientation WNW-ESE est caractérisé par la présence de zones de cisaillement anastomosées à vergence nord sur une largeur moyenne de 250 m jusqu’à un maximum de 800 m à l’est du lac Andy. Le mouvement inverse-dextre vient oblitérer la partie sud du bassin et juxtapose directement les roches volcaniques mafiques de la Formation de Bruneau, à polarité nord, aux roches sédimentaires de la Formation de Haüy, à polarité sud (Daigneault et Allard, 1990; Daigneault, 1991). Les bancs de conglomérat au nord du couloir de déformation semblent peu déformés, tandis que les coussins de basalte caractérisant les zones de cisaillement du couloir de déformation sont aplatis et segmentés par des bandes de cisaillement dextres.

Le Domaine structural de Presqu’Île (DSprq) comprend plusieurs zones de cisaillement inverse-dextre à vergence sud au motif anastomosé, dont l’orientation varie de WNW-ESE à NW-SE. Ces structures sont plus abondantes en s’approchant de la trace axiale de l’Anticlinal de La Dauversière. Elles apparaissent préférentiellement au contact entre les coulées de basalte, les lentilles de roche volcanoclastique ainsi que les filons-couches gabbroïques caractérisant les formations de Chrissie et d’Obatogamau. Les fabriques c/s et les bandes de cisaillement secondaires cohérentes avec le mouvement inverse-dextre sont visibles dans le cœur des zones de cisaillement, qui comprend typiquement une forte altération à ankérite et carbonates.

Le Couloir de déformation de Guercheville (CDgcv) d’orientation E-W s’étend depuis le Couloir de déformation de Lamarck, dans la région de Desmaraisville, jusqu’au Front de Grenville, au sud de Chibougamau (Daigneault, 1996). Dans la région d’étude, les structures primaires des roches du Groupe de Roy sont fortement transposées à l’intérieur des zones de cisaillement E-W à vergence sud et des zones de cisaillement NW-SE à mouvement inverse-dextre. Ces structures se coupent mutuellement, ce qui semble indiquer une origine synchrone. Les roches volcaniques dans le cœur des zones de cisaillement montrent une forte altération en ankérite-carbonate-chlorite ± séricite ± chloritoïde.

ÉVÉNEMENT DE DÉFORMATION D_n+1

Les fabriques de la déformation D_n+1 sont spatialement associées au Domaine structural de Chico (DSchc). Ce domaine est caractérisé par la réorientation de la fabrique antérieure dominante S_n, normalement E-W, selon un plan d’une foliation de crénulation S_n+1 orientée NE-SW. La transposition des fabriques antérieures est particulièrement évidente à l’est du lac Irène (Zone de cisaillement de Monster Lake) et dans le secteur du lac Fancamp (Couloir de déformation de Fancamp). À l’est du lac Irène, les veines de quartz aurifères des zones minéralisées Cominco, Zone 45 et Main Zone (Zone Patino) sont démembrées dans le plan de la foliation S_n dans la Zone de cisaillement de Monster Lake. La fabrique S_n est plissées selon un axe de pli P_n+1 plongeant vers le nord-est. Le pli est caractérisé par une foliation de crénulation S_n+1 orientée NE-SW de plan axial. Le Couloir de déformation de Fancamp, à vergence SE, est caractérisé par la réorientation ou le plissement des fabriques planaires antérieures (S_n-1, S_n) selon un plan NE. Dans les zones les plus déformées, des kink bands et une foliation de crénulation S_n+1 d’orientation NE-SW se superposent à une foliation S_n mylonitique (Legault, 2003).

ÉVÉNEMENT DE DÉFORMATION D_n+2

Les failles cassantes NNE-SSW caractérisées par un rejet senestre ou dextre généralement inférieur à 200 m sont associées à des réajustements tardifs dans l’histoire de la déformation régionale ainsi qu’à la déformation grenvillienne (Daigneault et Allard, 1990; 1994). La zone de dommage de ces structures atteint au plus 20 m d’épaisseur et leur présence est surtout interprétée à partir des données aéromagnétiques.

Métamorphisme

Les assemblages minéralogiques à albite-actinote-chlorite-épidote-biotite des roches volcaniques mafiques et des filons-couches gabbroïques comagmatiques de la région du lac à l’Eau Jaune sont associés à un métamorphisme. Les phénocristaux de plagioclase et de  primaires se présentent sous la forme de pseudomorphes prismatiques. Le plagioclase est variablement altéré en séricite, chlorite, carbonate et épidote, tandis que le clinopyroxène est altéré en carbonate, chlorite et épidote. La matrice est constituée d’un mélange de tous les minéraux cités dans l’assemblage. L’orientation préférentielle des minéraux prismatiques (actinote) et/ou en feuillet (chlorite, biotite) définit le plan de la foliation régionale. La biotite est plus commune dans les roches volcaniques mafiques localisées le long des zones de cisaillement. Dans les roches magmatiques felsiques, les phénocristaux de plagioclase sont moyennement à fortement altérés en séricite et en carbonate, et en moindre proportion en chlorite. La matrice comprend de l’albite et du quartz à structure microcristalline. Les amas d’épidote et les paillettes de séricite définissent le plan de la foliation régionale.

Les intrusions syncinématiques à tardicinématiques de Presqu’Île, de Muscocho et de Chico sont caractérisées par un métamorphisme de contact. En bordure, les coulées mafiques et les roches volcanoclastiques montrent localement des rubans de grenat pœcilitique et de la biotite. Cette couronne métamorphique est restreinte à une épaisseur de quelques dizaines de mètres en périphérie des intrusions.

La partie ouest de la région du lac à l’Eau Jaune, dominée par les intrusions, présente un métamorphisme d’intensité plus élevé au faciès des amphibolites à albite–épidote. Les roches du Complexe d’Eau Jaune et du Pluton d’Anville présentent un rubanement gneissique défini par l’alternance de minéraux ferromagnésiens (biotite, trémolite, hornblende) et de minéraux quartzofeldspathiques. Les enclaves de roches volcaniques amphibolitisées comprennent des rubans de grenat compétents et discontinus, coupés par des rubans de biotite alignés dans le plan de la foliation régionale.

Géologie économique

La région du lac à l’Eau Jaune présente sept types de zones minéralisées associées à :

• des veines aurifères orogéniques;
• des minéralisations aurifères disséminées et en remplacement;
• des filons d’Ag-Pb-Zn;
• des filons cuprifères;
• des minéralisations associées aux intrusions porphyriques à Mo-W;
• des minéralisations de Ni-Cu hydrothermales;
• des minéralisations de sulfures exhalatifs.

Les travaux de terrain réalisés à l’été 2015 ont permis de définir quatre nouvelles zones favorables à l’exploration minière. Le tableau des zones minéralisées ci-dessous présente les résultats d’analyses pour les 53 zones minéralisées connues dans le secteur

Zones minéralisées dans la région du lac à l’Eau Jaune

(D) : Forage au diamant; (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 64 échantillons choisis dans le but d’évaluer le potentiel économique de la région.

Minéralisations connues de la région d’étude

Gisement Chevrier : cas d’une minéralisation aurifère synvolcanique remobilisée dans le Couloir de déformation de Fancamp

Plusieurs zones minéralisées aurifères ont été reconnues dans le Couloir de déformation de Fancamp, sur le flanc est du Synclinal de Muscocho (Legault et al., 1997; voir aussi la carte interactive). Dans ce secteur, les basaltes de la Formation d’Obatogamau sont interdigités à leur sommet avec les roches volcaniques intermédiaires à felsiques de la Formation de Waconichi. Ces roches volcaniques sont coupées par de nombreux filons-couches gabbroïques (I3Ac) et par des roches intrusives felsiques à phénocristaux de plagioclase et/ou de quartz (I1a). Le gisement aurifère de Chevrier comprend deux zones qui ont été étudiées en détail dans la thèse de Legault (2003) et l’article associé (Legault et Daigneault, 2006). La Zone Nord (Chevrier Zone Principale; 10,585 Mt à 1,22 % Au; Beauregard et al., 2019, NI 43-101) correspond à une minéralisation aurifère contenue dans des dykes de gabbro mélanocrate, mais qui apparaît aussi le long des contacts entre ces dykes et les roches volcaniques ainsi que les intrusions felsiques à phénocristaux de quartz. La minéralisation est spatialement associée à la forte densité d’intrusions felsiques. Les relations de recoupement mutuelles entre les dykes de gabbro et les dykes felsiques indiquent qu’il s’agit de dykes interminéraux (dykes se coupant mutuellement, ce qui implique une mise en place synchrone). La minéralisation apparaît sous deux formes : 1) des veines à quartz-ankérite ± tourmaline (0,7 à 2 m d’épaisseur) dans un encaissant pyritisé; et 2) des sulfures disséminés dans des roches altérées en ankérite, séricite et pyrite avec une proportion mineure de veines de quartz-ankérite. Dans les deux cas, l’or est en inclusion ou dans les fractures de la pyrite, ainsi qu’avec l’ankérite dans les veines à quartz-ankérite. L’altération de la roche encaissante change en se rapprochant des zones aurifères : 1) épidote-calcite-chlorite; 2) ankérite-chlorite; et 3) séricite-ankérite-pyrite. La Zone Sud (Zone Chevrier Sud) est spatialement associée à des coulées dacitiques et à une forte densité de dykes felsiques à phénocristaux de quartz. La minéralisation aurifère est contenue dans une enveloppe de pyrite disséminée au contact entre des coulées de basalte et de dacite. Le contact est coupé par des veinules de quartz-carbonate-pyrite. La dacite et les dykes felsiques à phénocristaux de quartz sont altérés en séricite et ankérite, tandis que le basalte et les filons-couches de gabbro comagmatiques sont altérés en chlorite et calcite. Les minéraux d’altération définissent la foliation S_n, qui est affectée par les plis P_n+1 d’orientation NE-SW. Ceci suggère une minéralisation antérieure synvolcanique, ou qui s’est développée très tôt lors de la déformation D_n, pour ensuite être remobilisée dans le Couloir de déformation de Fancamp. 

Minéralisation aurifère synvolcanique dans la Zone de cisaillement de Monster Lake

La Zone de cisaillement de Monster Lake est également l’hôte de plusieurs zones minéralisées aurifères, à l’est du Complexe d’Eau Jaune. La séquence minéralisée se trouve dans la Formation d’Obatogamau et comprend : 1) du basalte massif, cousiné et bréchique à structure amygdalaire et gloméroporphyrique; 2) des roches volcanoclastiques intermédiaires à felsiques litées et localement granoclassées; et 3) des lits de mudrock graphiteux et pyriteux. Les roches sont fortement chloritisées, ankéritisées, carbonatées et séricitisées. La minéralisation apparaît sous la forme de veinules et de veines de quartz gris à noir avec des sulfures disséminés (pyrite ± pyrrhotite ± chalcopyrite ± sphalérite). Celles-ci contiennent couramment de l’or visible (O’Dowd, 2012). En dehors des zones intensément déformées, les coussins de basalte sont en forme de molaire qui implique une phase de déformation (D_n-1) précédant la déformation régionale (D_n). Ceux-ci permettent de déterminer la position des zones minéralisées sur le flanc ouest du Synclinal de Muscocho (voir le chapitre 3 de la thèse de Daigneault, 1991). Le litage des roches volcanoclastiques et des mudrocks, la foliation S_n-1 ainsi que les veines aurifères sont transposées dans le plan de la foliation régionale (S_n). Cette foliation est affectée par une schistosité de crénulation S_n+1 d’orientation NE-SW parallèle à la trace du plan axial d’un pli P_n+1 plongeant vers le NE.

Lac des Vents (Chesbar) : cas type d’une minéralisation de SMV associée aux plus vieilles roches volcaniques de l’Abitibi

La zone minéralisée de Lac des Vents (Chesbar), localisée au sud du lac Rane, présente une minéralisation cuprifère d’origine exhalative associée aux roches volcaniques de la Formation des Vents (Dumont et Ross, 1958; Dugas et al., 1967; Blanchet, 1972; Larouche, 1983). Elle représente ainsi le cas type d’une minéralisation de sulfures massifs volcanogènes (SMV) associée aux plus vieilles roches volcaniques de la Sous-province de l’Abitibi. À l’échelle locale, la séquence volcanique et plutonique minéralisée définie par Larouche (1983) est composée : 1) d’un filon-couche différencié de composition gabbroïque à dioritique (épaisseur de 200 à 400 m); 2) de coulées andésitiques à dacitiques massives, coussinées et bréchiques, localement amygdalaires et porphyroblastiques (épaisseur de ≥100 m); et 3) de roches volcanoclastiques intermédiaires à felsiques fortement silicifiées, au litage plissé, faillé et bréchifié (épaisseur de ~200 m). Le litage des roches volcanoclastiques est transposé dans le plan de la foliation E-W à fort pendage vers le sud. Les roches volcaniques transformées en schiste chloriteux marquent l’emplacement des zones de cisaillement E-W et NE-SW; l’intersection entre ces deux plans pourrait constituer une zone favorable à la remobilisation de minéralisations cuprifères (Dumont et Ross, 1958). Quatre associations métalliques sont reconnues (Blanchet, 1972) :

1. Pyrite-marcassite en bandes massives ou en nodules dans les lits de tuf noir, localement graphiteux, qui apparaissent à la base de l’unité de roches volcanoclastiques;
2. Pyrite-pyrrhotite en filonets ou disséminées dans des roches volcanoclastiques silicifiées ou dans les fractures des coulées intermédiaires à felsiques;
3. Pyrrhotite-chalcopyrite en amas ou en veinules dans des zones de cisaillement au contact entre les coulées intermédiaires et les roches volcanoclastiques. Les épontes de la veine sont carbonatées et pyritisées, tandis que la zone même est chloritisée et séricitisée;
4. Chalcopyrite-pyrrhotite dans les veinules de quartz-carbonate coupant le filon-couche gabbroïque à dioritique altéré en carbonate et chlorite.

    

    

La zone favorable du lac à l’Eau Jaune : l’équivalent structural du secteur aurifère de Monster Lake au nord de l’Anticlinal de La Dauversière

La zone favorable du lac à l’Eau Jaune désigne le Corridor de déformation de Muscocho identifié par Faure (2012) et nommé par Boucher (2014). Plusieurs zones minéralisées de veines aurifères et argentifères y ont déjà été reconnues (voir aussi la carte interactive). Elles sont spatialement associées aux zones de cisaillement E-W à WNW-ESE développées au contact des roches volcaniques mafiques, des roches volcanoclastiques et des roches intrusives felsiques à phénocristaux de plagioclase des formations de Chrissie et d’Obatogamau. La distribution de la déformation dans le Corridor de déformation de Muscocho est hétérogène : des bandes de roches avec des structures primaires préservées (p. ex. la morphologie des coussins) alternent avec des bandes de roches complètement transformées en schiste. Le basalte constitue localement du schiste à chlorite-carbonate fortement ankéritisé, d’où la couleur ocre associée aux zones de cisaillement. Les roches intrusives felsiques à phénocristaux de plagioclase deviennent du schiste à séricite-carbonate-quartz.

Dans la Zone de cisaillement de Ray, les décapages des zones minéralisées de Zone Ray (Dominion Gulf-Showing No.2), Dominion Gulf-Showing No.1 et Dominion Gulf-Tranchée No. 50 montrent des veines orientées N-S à NNE-SSW avec une minéralogie de quartz ± chlorite ± carbonate ± tourmaline ± ankérite ± pyrite ± chalcopyrite. Elles sont plissées, boudinées et segmentées par la foliation S_n orientée WNW-ESE, ce qui confirme leur développement précoce (D_n-1) par rapport à la déformation régionale.

Vers l’ouest, les zones minéralisées aurifères de Brongniart-Sondage BR-43, Hansen et Achates-Sondage BR-40 sont localisées dans un couloir de déformation au motif anastomosé, constitué de bandes de cisaillement NW-SE coupant les zones de cisaillement orientées E-W. À la zone minéralisée d’Achates-Sondage BR-40, les valeurs aurifères proviennent d’andésites et de roches volcanoclastiques mafiques à intermédiaires fortement cabonatisées; la meilleure valeur obtenue est de 1,61 g/t Au (échantillon 79606; Légaré, 1989). La zone minéralisée Hansen présente des valeurs anomales à indicielles en or (466 à 1790 ppb Au; voir les échantillons 99996352, 99996530, 2015061248 et 99999137). Le forage BR-17 a rapporté 12,81 g/t Au sur 1,05 m (échantillon 71609; Perry et al., 1988). Le graphite des mudrocks graphiteux et pyriteux aurait pu agir comme capteur pour l’or au moment de la circulation des fluides hydrothermaux (Perry et Ouellet, 1988).

Les zones minéralisées du Corridor de déformation de Muscocho partagent plusieurs caractéristiques avec celles de la Zone de cisaillement de Monster Lake : 1) le caractère précoce des veines par rapport à la déformation régionale S_n; 2) une transposition de la minéralisation dans le plan de la foliation S_n; et 3) une association spatiale à des zones de cisaillement développées au contact entre les basaltes et les roches volcanoclastiques, incluant des niveaux d’exhalite et de mudrock pyriteux et graphiteux. Pour cette raison, la zone favorable du Lac à l’Eau Jaune apparaît comme l’équivalent structural du secteur aurifère de Monster Lake, au nord de l’Anticlinal de La Dauversière.

La Formation de Chrissie au sud du lac Presqu’Île : une zone favorable pour la recherche de SMV

Les travaux de cartographie de l’été 2015 entre le sud du lac Presqu’Île et le nord du lac à l’Eau Jaune ont permis de délimiter les zones favorables de Chrissie-Sud 1 et de Chrissie-Sud 2, qui correspondent aux unités de tuf à lapillis mafique à intermédiaire et d’exhalite à PO-PY contenant des fragments d’andésite silicifiée caractérisant la partie supérieure de la Formation de Chrissie (Leclerc et al., 2011; Leclerc et Daoudene, 2021). Des travaux de prospection récents ont permis de mettre à jour une unité d’exhalite à PO-PY caractérisée par une forte anomalie magnétique au sud du lac Presqu’Île (Gaucher et Gaucher, 2012). L’exhalite comprend des lits, des veinules et des amas millimétriques à centimétriques de pyrite et de pyrrhotite dans une matrice de roche massive à fragmentaire de composition mafique à intermédiaire (Wright, 1956; Gaucher et Gaucher, 2012) La zone minéralisée de BOMA, située au NW du lac à l’Eau Jaune, est caractérisée par une minéralisation stratiforme dans des basaltes à grain fin au contact des diorites du Complexe d’Eau Jaune (16,70 % Cu, 117,43 g/t Ag et 4,80 g/t Au sur 0,6 m; Page, 1965).

Le Membre de Winchester de la Formation de Waconichi : une zone favorable pour la recherche de SMV zincifères

L’unité de roches volcanoclastiques mafiques à felsiques, d’andésite, de dacite et de mudshale graphiteux située au sud des lacs des Trois Îles et Winchester a été datée à 2729,9 ±6,8 Ma (David, 2018), ce qui confirme l’attribution du Membre de Winchester à la Formation de Waconichi. La zone favorable de Winchester correspond à cette unité qui montre localement une séquence composée d’exhalite zincifère (présence d’hydrozincite, jusqu’à 0,53 % Zn; échantillon 2015061285), de chert silicaté et de tuf à lapillis mafique avec une forte altération en CL + AB + AK + CR (Smith, 1984).

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 les géologues Francis Talla Takam et Mehdi Guemache pour la préparation du projet et la collecte des données sur le terrain. Un merci spécial à Patrick Houle pour son support indéfectible et ses cartes de compilation inédites. Nous tenons aussi à remercier les étudiants Stéphane Gagnon, Karl Gibbs et Pierre-Luc Labonté-Raymond pour leur travail assidu. Merci à notre hôte Gaston Gobeil qui nous a dépanné de multiples façons. Les visites de terrain avec Marc Bouchard et Gilbert Lamothe ont été très appréciées. 

Références

Publications du gouvernement du Québec

Autres publications