Géologie de la région du lac Dickson, Sous-province de l’Abitibi, Eeyou Istchee Baie-James, Québec, Canada

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  Prolongement de la Formation des Vents vers l’ouest, le long de la Zone de cisaillement de Guercheville

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  Zones favorables des Vents et de Mina : minéralisation de type SMV (Cu-Au)

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  Zone favorable de Fenton : minéralisation de type SMV et/ou filonienne (Au-Cu-Zn)

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  Minéralisation magmatique-hydrothermale aurifère associée au Pluton de Drouet

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  Minéralisation magmatique-hydrothermale associée à un stock de gabbro (Cu-Ni ± Ag)

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  Veines aurifères à quartz-carbonate dans la Zone de cisaillement de Guercheville

Un nouveau levé géologique à l’échelle 1/50 000 a été réalisé à l’été 2022 dans la région du lac Dickson (moitié sud du feuillet SNRC 32G11), située à une trentaine de kilomètres au SW de la ville de Chapais, Nos travaux ont permis de confirmer l’extension de la Formation des Vents, qui inclut les plus vieilles roches volcaniques du NE de l’Abitibi. Ces roches très déformées sont composées de coulées andésitiques massives ou localement coussinées à structure gloméroporphyrique, de rhyolite et de tuf à lapillis. À la base du Groupe de Roy, la Formation d’Obatogamau comprend des coulées basaltiques massives et coussinées à structure gloméroporphyrique. Les roches métasédimentaires de la Formation de Caopatina sont bordées de part et d’autre par des unités volcaniques felsiques de la Formation de Waconichi de plusieurs centaines de mètres d’épaisseur. Au nord, l’ensemble des unités volcano-sédimentaires est coupé par les tonalites, diorites et granodiorites de la Suite intrusive de Lapparent et du Complexe d’Eau Jaune. Dans le SW de la zone cartographiée, le Complexe anorthositique de la Rivière Opawica est en contact concordant et localement déformé avec les roches de la Formation d’Obatogamau. Toutes les unités archéennes de la région sont coupées par des dykes mafiques d’âge protérozoïque orientés NE-SW. L’ensemble des unités volcano-sédimentaires est orienté WNW-ESE. Les indicateurs de polarité montrent un sommet stratigraphique généralement dirigé vers le NE. La bordure entre la Suite intrusive de Lapparent et le Complexe d’Eau Jaune, d’une part, et la Formation d’Obatogamau, d’autre part, est marquée par une zone de forte déformation, la « Zone de cisaillement de Guercheville ». À l’intérieur, les roches présentent une foliation très bien développée, localement mylonitique. Ce couloir d’orientation WNW-ESE s’étend sur une longueur supérieure à une vingtaine de kilomètres et peut atteindre par endroits jusqu’à 3 km de largeur.

 

Méthode de travail

Travaux antérieurs

 

Le tableau ci-dessous présente une liste des travaux réalisés dans le secteur à l’étude depuis 1896. Il inclut aussi les références citées dans le rapport. Une liste plus exhaustive peut être trouvée dans la base de données documentaire EXAMINE.

 

Travaux antérieurs dans la région d’étude

Auteur(s)	Type de travaux	Contribution
Low, 1897 Bell, 1903 Retty et Norman, 1935; Gobeil et Racicot, 1983	Reconnaissance géologique	Premiers travaux d’inventaire géologique du Nord du Québec, du Labrador et de la région du lac Opawica et de la rivière Nottaway
Tait et Chown, 1987 Tait et al., 1990 Midra et al., 1992 Leclerc et al., 2017	Cartographie géologique à l’échelle 1/20 000	Géologie des feuillets 32G05, 32G06, 32G10 et 32G11
Remick, 1956, 1957 Maybin, 1975	Cartographie géologique à l’échelle 1/50 000	Géologie des feuillets 32G10, 32G11 et de la rivière Opawica
Dion et Guha, 1994 Duquette, 1970 Simard et Dion, 1997 Morin et al., 1999  Faure, 2012 Leclerc et al., 2012	Métallogénie	Compilations et synthèses métallogéniques de la région de Chapais et de Chibougamau
Beaumier et Kirouac, 1996	Géochimie de l’environnement secondaire	Levé géochimique de till dans les parties nord du feuillet 32G06 et sud du feuillet 32G11
Mortensen, 1993 Leclerc et al., 2011 Davis et al., 2014 Augland et al., 2016	Géochronologie	Datations U-Pb dans la Suite intrusive de Lapparent, la granodiorite du Pluton d’Anville et dans les roches volcaniques du Groupe de Roy
MER, 1983 SIAL Geosciences inc., 1988 Dion et Lefebvre, 1997 Dion et Loncol-Daigneault, 2006 Keating et d’Amours, 2010	Géophysique	Anomalies INPUT du feuillet 32G, traitement INPUT du feuillet 32G11 – Lac Dickson, compilation de levés géophysiques aéroportés de la série GM, et données de levés géophysiques aéroportés de haute résolution

Stratigraphie

La région du lac Dickson se situe dans la Province du Supérieur, dans la partie NE de la Sous-province de l’Abitibi. La géologie consiste en un ensemble de roches volcano-sédimentaires du Groupe de Roy, de roches métasédimentaires du Groupe d’Opémisca ainsi que de différentes unités de roches intrusives felsiques archéennes.

Roches volcaniques de la Formation des Vents

La Formation des Vents (nAdv) (2798,7 ±7 Ma, Davis et al., 2014) a été reconnue originalement par Sharma et al. (1987) dans le coin SW du feuillet 32G10. Nos travaux ont permis de prolonger l’unité sur une vingtaine de kilomètres vers l’ouest, au contact avec la Suite intrusive de Lapparent. Dans le secteur, la base de la Formation des Vents, qui mesure entre 1 et 2 km d’épaisseur, est composée de basalte et de basalte andésitique localement coussiné, gloméroporphyrique et vésiculaire ainsi que de lentilles de roche volcanoclastique (nAdv1). La partie sommitale de la Formation des Vents, dont l’épaisseur varie entre 500 et 800 m, est composée de rhyolite et de roche volcanoclastique felsique (nAdv2). Les filons-couches de gabbro comagmatiques de quelques centaines de mètres d’épaisseur (I3A) sont relativement abondants à l’intérieur de cette formation.

 

Roches volcaniques du Groupe de Roy

La Formation d’Obatogamau (nAob) comprend l’essentiel des roches volcaniques observées à l’intérieur de la zone d’étude. Elle est composée de basalte coussiné, massif et bréchique à texture gloméroporphyrique (nAob1) ainsi que de quelques portions de roche volcanoclastique (nAob2). Les glomérocristaux peuvent être localement très abondants et atteindre plusieurs dizaines de centimètres de diamètre dans certaines coulées, principalement dans le secteur du gîte Fenton, près du contact avec le Complexe de la Rivière d’Opawica. Des filons-couches de gabbro comagmatiques sont aussi plus ou moins abondants à l’intérieur de l’édifice volcanique. Dans la partie SW du secteur d’étude, les indicateurs de polarité stratigraphique identifiés suggèrent un rajeunissement vers le NW. Du côté NE du bassin sédimentaire de Caopatina, l’intensité de la déformation n’a pas permis d’identifier d’indicateurs de polarité dans les coulées volcaniques. Toutefois, la succession des unités stratigraphiques suggère que la polarité est plutôt vers le SW.

La Formation de Waconichi (nAwa) prend la forme de lentilles discontinues de plusieurs centaines de mètres d’épaisseur localisées au sommet des roches volcaniques mafiques de la Formation d’Obatogamau, de part et d’autre du bassin de roches sédimentaires de la Formation de Caopatina. Les lentilles sont constituées de roches volcanoclastiques felsiques laminées, localement porphyriques. Un fait intéressant est l’abondance élevée de filons-couches de gabbro à l’intérieur des lentilles et près des contacts avec les unités sus-jacentes et sous-jacentes. La Formation de Waconichi a été datée à l’est du secteur d’étude à 2729,9 ±6,8 Ma (David, 2018).

 

Roches sédimentaires du Groupe d’Opémisca

La Formation de Caopatina (nAcp) apparaît dans la région sous la forme d’un bassin synclinal de ~15 km de long sur 1 km de large. Les affleurements cartographiés dans le secteur du lac Mina sont essentiellement composés de wacke et de mudrock, bien que du conglomérat polygénique ait été identifié au sud lors de travaux antérieurs (Midra et al., 1992).

 

Roches intrusives

La Suite intrusive de Lapparent (nAlap) a été cartographiée par Remick (1956 et 1957) et Lyall (1959). Elle est composée de différentes sous-unités qui sont établies principalement selon la composition, la minéralogie et l’intensité de la déformation. Les gneiss et les migmatites de composition tonalitique à dioritique du secteur NW de la zone d’étude sont assignés à une unité informelle (nAlap1). La Tonalite de l’Est (nAtoe) se distingue des autres unités par l’abondance de biotite et par l’intensité moindre de la déformation. De plus, une petite unité de granodiorite (nAtoe1) de ~2 km de diamètre située à l’intérieur de la Tonalite de l’Est est visible sur les différents levés géophysiques. Le Pluton de Rachel (nArah) est situé sur la bordure sud de la Suite intrusive de Lapparent. Il s’agit d’une tonalite à biotite semblable à celle de la Tonalite de l’Est, mais qui se distingue par une déformation plus intense soulignée par une forte folation pénétrative, localement mylonitique (Midra et al., 1992). Près du contact intrusif avec les roches volcaniques, on observe localement du gabbro leucocrate non déformé. Du côté sud du contact, dans les roches volcaniques, les filons-couches de gabbro synvolcaniques sont omniprésents.

Le Complexe d’Eau Jaune (nAeja), situé à l’est de la Suite intrusive de Lapparent, comprend des roches principalement dioritiques, plus localement granodioritiques et granitiques (nAeja2). Nos travaux de cartographie ont permis de déplacer le contact entre le complexe et les roches volcaniques de plus d’un kilomètre vers le SW. Tout comme dans le cas du Pluton de Rachel, la bordure de l’intrusion est caractérisée par la présence de gabbro mélanocrate, localement leucocrate et non déformé ainsi que l’abondance de filons-couches de gabbro synvolcaniques dans les roches volcaniques du Groupe de Roy.

Le Complexe de la Rivière Opawica (nArop) affleure en partie au SW du secteur d’étude. Il se compose principalement d’anorthosite et de gabbro. Une minéralisation aurifère a été observée localement au contact entre l’anorthosite et un gabbro qui contenait des yeux de quartz bleu (zone minéralisée de Fenton-Ouest : 19,17 g/t Au, 3,11 g/t Au et 0,72 % Cu; Béland et al., 2012). Une foliation tectonométamorphique orientée WNW-ESE est présente sur les bordures du complexe, ce dernier étant d’ailleurs allongé et orienté parallèlement à cette foliation.

Le Pluton d’Opawica (nAopa) coupe le Complexe d’Opawica en son centre. Il est principalement formé de granodiorite dans le secteur d’étude. Tout comme le Complexe de la Rivière Opawica, le Pluton d’Opawica est allongé selon un axe WNW-ESE. Une foliation tectonométamorphique caractérise la bordure de l’intrusion.

Le Pluton de Drouet (nAdro) est une intrusion polyphasée composée de diorite phénocristique, de diorite quartzifère, de granodiorite, de tonalite et de monzodiorite porphyroïde. Nos travaux de cartographie ont permis de modifier considérablement la morphologie du pluton. La limite sud de l’intrusion en contact avec le gabbro comagmatique et les roches volcaniques felsiques de la Formation de Waconichi a été déplacée de >700 m vers le sud. La limite nord a été repoussée vers le nord de >1,5 km à partir d’observations de terrain, de levés géophysiques (Keatings et D’Amours, 2010) et de descriptions historiques de forages (Ressources Aurex Inc., Exploration Orbite VSPA, 1986).

Le Pluton de La Ronde (nAlro) est une unité tardive composée de monzodiorite quartzifère et de monzonite quartzifère porphyroïde. Il coupe les roches volcaniques du Groupe de Roy, au nord, et les roches du Complexe de la Rivière Opawica, au sud.

 

Lithogéochimie

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

Géologie structurale

 

Domaines structuraux et zone de cisaillement

Deux domaines structuraux et une zone de cisaillement régionale ont été décrits à l’aide de la lithostratigraphie, des signatures magnétiques et de l’intensité de la déformation :

• le Domaine structural de Dickson (DSdic);
• le Domaine structural d’Opawica (DSopa);
• la Zone de cisaillement de Guercheville (ZCguer).

Le Domaine structural de Dickson (DSdic) est localisé au NE de la Zone de cisaillement de Guercheville. Il est composé essentiellement des roches de la Suite intrusive de Lapparent et de celles du Complexe d’Eau Jaune. Le Domaine structural d’Opawica (DSopa) est situé au SW de la Zone de cisaillement de Guercheville. Il comprend les roches intrusives des plutons de La Ronde et d’Opawica ainsi que du Complexe de la Rivière Opawica, et les roches volcano-sédimentaires de la Formation d’Obatogamau. La Zone de cisaillement de Guercheville (ZCguer) englobe les roches volcano-sédimentaires des formations d’Obatogamau et de Caopatina et, en moindre partie, des roches intrusives du Pluton de Drouet.

Chronologie des phases de déformation

La phase de déformation principale, nommée D_n dans ce Bulletin géologique et les fiches structurales associées, correspond à D₂ dans la région (Lauzière et al., 1989; Daigneault et Allard, 1990; Midra et al., 1992; Daigneault, 1996; Dion et Simard, 1999; Leclerc et al., 2017). Ainsi, les fabriques principales (fabriques dominantes) de la présente section, et celles du Lexique structural qui concernent les roches de la région, se rapportent à cet épisode de déformation principale. La déformation est de nature pénétrative et affecte toutes les lithologies archéennes. La deuxième phase de déformation (D_n+1) correspond à D₃ dans ce Bulletin géologique et les fiches structurales associées. Elle est observée le long de la Zone de cisaillement de Guercheville (ZCguer) et est attribuée à un mouvement décrochant-inverse marqué par une linéation minérale et d’étirement subhorizontale ainsi que par des indicateurs cinématiques.

 

Stratification S₀ et critères de polarité

Quelques mesures de stratification et des observations d’indicateurs de polarité ont été effectuées dans les roches volcaniques de la Formation d’Obatogamau. Ces éléments sont communément représentés dans les roches volcaniques mafiques par des morphofaciès caractéristiques (alternance des parties massives, coussinées et brèches sommitales des coulées) et des textures particulières (p. ex. morphologie des coussins, chambres de quartz).

 

Phase de déformation D₂

Les fabriques associées à la phase de déformation D₂ sont observables dans toutes les unités archéennes de la région et sont le résultat d’un raccourcissement tectonique généralement N-S. Les fabriques varient selon le type de roches qu’elles affectent et l’intensité de la déformation est également variable. Par exemple, dans les roches volcaniques et sédimentaires, la fabrique est représentée par une schistosité généralement WNW-ESE à pendage abrupt vers le nord avec une intensité qui varie de faible à intense. La schistosité est soulignée par l’orientation préférentielle de la chlorite et de l’amphibole. Les linéations minérales et d’étirement sont contenues dans cette schistosité et plongent faiblement dans une direction WNW. Dans les roches intrusives, la fabrique principale est représentée par une foliation minérale tectonométamorphique ou une gneissosité faiblement développée et visible par l’alignement des grains de biotite.

 

Phase de déformation D₃

Cette phase de déformation est communément observable dans la Zone de cisaillement de Guercheville qui traverse la région d’étude selon une orientation WNW-ESE. Elle correspond probablement à une accentuation de la déformation principale associée au raccourcissement N-S et qui évolue vers un mouvement en décrochement le long de certains segments de la zone de cisaillement. Les éléments structuraux associés à cet épisode de déformation sont la schistosité de flux, les différents clivages, des fabriques mylonitiques et des plans de faille/cisaillement. Ces éléments peuvent produire une ondulation de la schistosité S₂ dans les zones à forte anisotropie.

 

 

Métamorphisme

La figure ci-dessus présente les assemblages de minéraux représentatifs des conditions métamorphiques interprétées pour les échantillons de roches volcaniques et sédimentaires de la région du lac Dickson.

La région montre des domaines métamorphiques associés à des conditions variant du faciès des schistes verts à celui des amphibolites. L’empreinte métamorphique est à la fois associée à un épisode tectonique régional et à la mise en place de plutons tarditectoniques. Les caractéristiques métamorphiques de ces deux événements sont successivement décrites dans les parties qui suivent.

Métamorphisme régional

Au sud-ouest, dans le Domaine structural d’Opawica, les roches volcaniques mafiques de la Formation d’Obatogamau possèdent des assemblages à trémolite-actinote ± épidote ± chlorite ± carbonate témoignant de conditions métamorphiques de faible température au faciès des schistes verts.

Dans la moitié sud de la Zone de cisaillement de Guercheville, les assemblages minéralogiques des roches des formations d’Obatogamau, des Vents, de Waconichi et de Caopatina sont à trémolite-actinote ± épidote ± chlorite ± séricite ± carbonate. Dans la moitié nord de la zone de cisaillement, l’abondance de chlorite, séricite et carbonates diminue progressivement pour laisser place au grenat, à la hornblende et à la biotite, ce qui indique que les conditions métamorphiques évoluent graduellement jusqu’au faciès inférieur des amphibolites.

En bordure du Complexe d’Eau Jaune et de la Suite intrusive de Lapparent, les roches volcaniques mafiques présentent un assemblage à actinote-chlorite sans orientation préférentielle associé à un épisode métamorphique rétrograde. Celui-ci masque localement la signature d’un métamorphisme à plus haut grade métamorphique au faciès des amphibolites.

Métamorphisme de contact

Le Pluton de La Ronde présente une auréole métamorphique. Les roches volcaniques mafiques de la Formation d’Obatogamau présentes au sein de l’auréole possèdent un assemblage à hornblende ± actinote ± épidote indiquant que les roches ont subi des conditions de pression et de température au faciès des amphibolites.

Aucune variation n’a été décelée dans la nature des assemblages minéralogiques des roches volcaniques mafiques de la Formation d’Obatogamau à proximité du contact avec les roches du Complexe de la Rivière Opawica. Ce constat suggère que l’intrusion s’est mise en place à une profondeur relativement faible correspondant aux conditions métamorphiques du faciès des schistes verts. Cela supporte donc l’hypothèse du lien génétique possible entre les anorthosites du Complexe de la Rivière Opawica et les basaltes gloméroporphyriques de la Formation d’Obatogamau.

 

Géologie économique

 

Le tableau des zones minéralisées ci-dessous présente les résultats d’analyses pour les 19 zones minéralisées connues.

 

Connues

Nom	Teneurs
Veine aurifère mésothermale, à gangue de quartz et de carbonates
Chemin Doda	5400 ppb Au (G); 1,19 ppm Ag (G)
Clickendish	124 000 ppb Au (G)
Doigt	21 700 ppb Au sur 1 m (R); 64,5 ppm Ag sur 1 m (R); 8000 ppm Zn sur 0,5 m (R)
Drouet-Gradis	5020 ppb Au (G); 20,3 ppm Ag sur 0,8 m (D)
Ex-In	2244 ppb Au (G)
Fenton 98-18	5470 ppb Au sur 1 m (D)
Fenton-Ouest	19 170 ppb Au (G); 7200 ppm Cu (G)
Fenton-Sud	En 2001, un calcul de ressources (non conforme à la réglementation 43-101) a été fait par Mines Sudbury Contact donnant 426 173 tonnes à 4,66 g/t Au (GM 67354). En décembre 1998, le dépôt est évalué à 402 000 tm à 5,01 g/t Au par Ressource Boréale; 53 080 ppb Au sur 3 m (R); 53 ppm Ag (G); 19 600 ppm Zn sur 0,6 m (D); 2300 ppm Cu (G)
GD-87-G-2	1400 ppb Au sur 0,9 m (D)
LA-93-04	1300 ppb Au sur 0,3 m (G)
Lac Anctil-Ouest	36 070 ppb Au sur 0,9 m (D)
Lac Fenton-1	47 430 ppb Au (G); 52 800 ppm Zn (G); 177,9 ppm Ag (G); 24 000 ppm Cu (G)
Lac Lapointe-SE	10 500 ppm Cu sur 2 m (D); 3120 ppb Au sur 1 m (D); 3,7 ppm Ag sur 2 m (D)
Lac Mina-Est	13 500 ppm Cu (G); 6,9 ppm Ag (G); 2630 ppb Au sur 1 m (R); 6,9 ppm Ag (G); 15 700 ppm Zn sur 0,4 m (D); 200 ppm Ni (G)
Lac Mina-Guercheville	20 570 ppb Au (G)
PP-9	6900 ppb Au sur 1,5 m (D)
Veine Everest	356 000 ppb Au sur 0,6 m (D); 60,8 ppm Ag sur 0,7 m (D); 8811 ppm Cu sur 1,5 m (D); 60 025 ppm Zn sur 1,2 m (D)
Filon cuprifère
Simard	82 000 ppm Cu (G); 5640 ppb Au (G); 17,5 ppm Ag (G); 17,5 ppm Ag (G)
Minéralisation de sulfures exhalatifs
Rachel-Est	12,3 ppm Ag (G); 2100 ppm Zn (G)
Sulfures massifs aurifères associés aux roches volcaniques
LF-93-03	56 500 ppb Au sur 0,2 m (D); 70,63 ppm Ag sur 0,2 m (D); 11 896 ppm Zn sur 0,2 m (D); 8606 ppm Cu (D)
Rosembaum	41 600 ppm Zn sur 3,4 m (D); 5800 ppb Au sur 3,4 m (D); 6300 ppm Cu sur 1 m (D)
Minéralisation de type indéterminé
Lac Fenton-SE-Molybdène	7700 ppm Mo (G); 400 ppm Cu (G)
Lac Mina-SE	185 ppm Ag sur 0,8 m (D); 1 ppb Au sur 0,8 m (D)

(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 58 échantillons choisis dans le but d’évaluer le potentiel économique de la région.

 

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

• minéralisation d’âge synvolcanique (SMV et/ou filonienne), encaissée dans des roches volcaniques felsiques ou basaltiques et associée à des anomalies magnétiques positives ou électromagnétiques de type INPUT (p. ex. gîte Fenton);
• minéralisation aurifère associée à des fluides magmatiques à l’intérieur et en bordure d’intrusions tardives de composition intermédiaire à felsique (p. ex. Pluton de Drouet);
• minéralisation de type or orogénique associée à la Zone de cisaillement de Guercheville.

 

Minéralisation de type SMV (Cu-Au)

La zone favorable des Vents est associée à une unité de roches felsiques de la Formation des Vents identifiée lors des travaux de cartographie de l’été 2022. La minéralisation est composée d’amas sulfurés volcanogènes localement bréchifiés contenant ~2 % de pyrite disséminée submillimétrique. À l’affleurement 22-MK-9031, on observe des fragments de roches volcaniques felsiques blancs et de sulfures (surface altérée rouille) de taille millimétrique à centimétrique. Ils sont étirés et aplatis dans le plan de la foliation régionale. Toutefois, malgré la foliation intense, on arrive localement à distinguer un litage; les lits plus grossiers à la base sont gris pâle et deviennent successivement beige verdâtre puis orangés vers le sommet. Les roches hôtes montrent une altération intense en silice, séricite et carbonates près des zones minéralisées. Cette unité contient également la zone minéralisée du Lac des Vents (Chesbar) située plus à l’est (feuillet 32G10), où un échantillon choisi a donné 2,99 % Cu (Desgagné, 2008). 

 

La zone favorable de Mina correspond à des lentilles de roches volcaniques felsiques mesurant entre 100 et 500 m d’épaisseur. Ces roches très schisteuses sont localisées de part et d’autre du bassin métasédimentaire représenté par la Formation de Caopatina. Les coulées et les roches volcanoclastiques felsiques contiennent des sulfures disséminés, principalement de la pyrite. Les roches hôtes sont affectées par une altération intense en silice, séricite et carbonates près des zones minéralisées. Cette zone favorable se situe à l’intérieur de la Zone de cisaillement de Guercheville qui définit le contact entre les roches du bassin métasédimentaire et les roches volcaniques. Plusieurs niveaux de roches volcaniques felsiques sont reconnus au sommet des différents cycles volcaniques du Groupe de Roy et constituent des cibles d’intérêt pour ce type de minéralisation. À l’affleurement 22-MK-9085, on observe un niveau de 15 à 20 cm d’épaisseur de rhyolite à phénocristaux de quartz et feldspath sous-jacent à une rhyolite aphanitique. Il représente le début du volcanisme felsique typique de la Formation de Waconichi au sommet des coulées de roches volcaniques mafiques de la Formation d’Obatogamau. Un échantillon (2022084487) choisi dans un basalte rouillé à la base d’un niveau felsique a rapporté des teneurs de 0,78 % Cu, 6,3 ppm Ag, 331 ppb Au et 160 ppm Zn. À ce même affleurement, un autre échantillon choisi (2022084494) dans un des niveaux felsiques a rapporté une teneur de 358 ppb Au.

 

Minéralisation de type SMV et/ou filonienne (Au-Cu-Zn)

La zone favorable de Fenton regroupe des minéralisations à Au-Cu-Zn formées d’amas de sulfures volcanogènes semi-massifs à massifs, localement bréchifiés, et de filonnets de sulfures encaissés dans les roches volcano-sédimentaires de la Formation d’Obatogamau. La minéralisation est encaissée dans des basaltes gloméroporphyriques, plus précisément dans les brèches de coulée et la matrice hyaloclastique occupant les espaces intercoussins. La minéralisation est principalement formée de pyrite associée localement à de la chalcopyrite, de la sphalérite et de la pyrrhotite. La roche hôte montre une altération intense en silice, séricite et carbonates qui est localement plus intense dans les zones bréchifiées. Les amas et les filonnets de sulfures sont plissés, voire discontinus et montrent une transposition dans la foliation principale. Les amas au gîte de Fenton (426 173 t à 4,66 g/t Au; Chénard, 2000) sont de taille décamétrique et le gîte représente le meilleur exemple d’une minéralisation volcanogène de cette zone.

Minéralisation magmatique-hydrothermale aurifère associée au Pluton de Drouet

 

Ces minéralisations sont associées au Pluton de Drouet, une intrusion felsique plurikilométrique à texture porphyrique. Les minéralisations se présentent sous forme de sulfures disséminés dans l’encaissant ou dans des veines et veinules encaissées dans l’intrusion. Les veines et veinules sont composées de quartz-séricite-chlorite-silice ± carbonates et contiennent jusqu’à 10 % de pyrite disséminée. Le Pluton de Drouet est encaissé dans les roches volcano-sédimentaires appartenant au Groupe de Roy. À l’échelle de la région, il est matérialisé par l’omniprésence de dykes felsiques à texture porphyrique qui lui sont associés. Les données historiques par forage donnent des valeurs de fond en or sur des niveaux de plus d’une centaine de mètres qui peuvent être suivis sur près d’une dizaine de kilomètres de distance (91 ppb Au sur 213 m dans le sondage GD-04; 120 ppb Au sur 161,5 m dans le sondage GD-38; Guérard et Berthelot, 2011). Les meilleures teneurs dans ces forages sont 210 ppb Au sur 1,2 m et 2,8 ppb Au sur 1,0 m (GD-38) et 1300 ppb Au sur 0,76 m (GD-04).

 

Minéralisation magmatique-hydrothermale associée à un stock de gabbro (Cu-Ni ± Ag)

La minéralisation est associée à une intrusion de gabbro peu travaillée de ~2 km de diamètre située à 5 km au SW du lac Dickson, dont la signature magnétique se distingue du reste de la Suite intrusive de Lapparent. La minéralisation est principalement composée d’un assemblage de sulfures submillimétriques disséminés (pyrrhotite et chalcopyrite), en amas (pyrrhotite et chalcopyrite) et en filonnets (chalcopyrite). L’analyse au µXRF révèle la présence de nickel de manière significative dans la lame mince polie de l’échantillon choisi. On peut noter que jusqu’à 8 % du minéral contient du nickel, mais selon l’interprétation de l’analyse, le nickel n’est pas associé au soufre. De plus, la présence d’olivine n’a pas été observée lors des analyses pétrographiques. L’échantillon choisi de gabbro contient : 1 à 4 % de chalcopyrite, 1 à 3 % de pyrrhotite et de la pyrite en trace. On a aussi rapporté des teneurs de 0,11 % Cu, 1 ppm Ag et 305 ppm Ni (échantillon 2022084429).

 

 Veines aurifères à quartz-carbonate dans la Zone de cisaillement de Guercheville

Ces minéralisations sont caractérisées par la présence de veines de quartz-carbonate-pyrite ± chalcopyrite-pyrrhotite qui se logent dans la Zone de cisaillement de Guercheville et à l’intérieur de zones de déformation secondaires qui affectent les roches métavolcaniques de la Formation d’Obatogamau. Les veines ont la même attitude que la zone de cisaillement et sont faiblement sécantes par endroits, formant des réseaux anastomosés généralement orientés WNW ou NW. On voit également des veines à quartz-carbonates en extension orientées NE-SW, mais la présence de sulfures dans ces veines n’est pas observée. Le couloir de déformation dans le coin sud du feuillet 32G11 s’étend sur >20 km. Celui-ci a une puissance maximale de ~3 km et se poursuit dans les feuillets situés plus au SE. Le meilleur exemple de cette minéralisation est celle de la zone minéralisée de veine Everest, dont les concentrations en or et en cuivre titrent à 356 g/t Au et à 0,9 % Cu sur 0,6 m en forage, respectivement (Forage 1391-17-20).

 

Problématiques à aborder dans le cadre de futurs travaux

La cartographie du secteur du lac Dickson a permis la différenciation d’une certaine partie des roches volcaniques de la Formation d’Obatogamau pour que celles-ci soient attribuées à la Formation des Vents. En effet, les observations terrain, les affinités magmatiques ainsi que la prise en compte des travaux antérieurs ont permis d’étendre la Formation Des Vents qui ceinturait déjà le Complexe d’Eau Jaune à l’est de la région d’étude. Cependant, la relation entre ces deux formations est complexe et nécessite davantage de travaux. En ce sens, une datation U/Pb sur zircons d’origine volcanique dans les roches nouvellement cartographiées permettrait de mieux établir cette relation.

La présence d’un couloir de déformation au sud du lac Dickson est connue depuis les années 1990. La lithostratigraphie, les signatures magnétiques, l’intensité de la déformation et l’analyse des gradients métamorphiques ont permis de subdiviser la région en trois domaines structuraux, dont le couloir de déformation maintenant défini sous l’appellation de « Zone de cisaillement de Guercheville ». La continuité de ce couloir reste à être mieux définie à l’ouest et au SE de la région. En effet, la direction du rubanement magnétique et la linéation minérale et d’étirement contenue dans la foliation principale varient dans les secteurs adjacents. Il se pourrait donc que les contraintes tectoniques évoluent d’une région à l’autre; une meilleure évaluation de cette transition permettrait une plus grande compréhension des épisodes de déformation. Pour ce faire, une cartographie structurale détaillée, en particulier dans la continuité ouest du couloir, permettrait de mieux définir cette possible transition.

Un synclinal dont l’axe traverse la Formation métasédimentaire de Caopatina, le « Synclinal de Druillettes », est cartographié dans le secteur SE de la région d’étude. L’interprétation des données recueillies n’a pas permis d’établir clairement son existence, et ce pour deux raisons : 1) les indicateurs de polarité dans les roches volcaniques au nord du bassin dans ce secteur n’ont pas été observés tels qu’ils l’ont été dans la région au SE, et 2) l’incertitude quant à l’association lithostratigraphique des roches volcaniques au nord du bassin demeure présente, ce qui permet l’interprétation d’une discontinuité crustale qui coupe la limite nord du bassin pour rejoindre la Zone de cisaillement de Guercheville, laquelle se poursuit vers le NW. La cartographie de ce bassin vers le NW (en surface ou en profondeur) et sa relation stratigraphique avec les roches volcaniques adjacentes permettrait d’affirmer avec confiance la présence d’un tel synclinal.

La Suite intrusive de Lapparent est constituée de différentes sous-unités qui sont principalement déterminées par leur composition, leur minéralogie et leur degré de déformation. Ces sous-unités comprennent principalement des roches granitiques et granodioritiques, ainsi que des gneiss et des migmatites à composition tonalitique à dioritique qui sont localement présents dans la partie NW de la zone d’étude. Cependant, la description des affleurements visités et les analyses géochimiques effectuées n’ont pas permis de détailler davantage les relations de recoupement entre les différentes unités qui composent la Suite intrusive de Lapparent. En outre, la limite entre la Suite intrusive de Lapparent et le Complexe d’Eau Jaune n’est pas clairement définie et des travaux de cartographie récents suggèrent des modifications aux limites entre les deux unités (Kieffer et al., 2022). Afin de mieux comprendre la Suite intrusive de Lapparent, une cartographie globale de cette dernière ainsi qu’un travail de compilation des études antérieures sont nécessaires. Ces travaux permettraient de détailler les différentes unités qui la composent et leurs relations de recoupement, ainsi que la limite entre la Suite intrusive de Lapparent et le Complexe d’Eau Jaune.

 

Auteurs	Maxym-Karl Hamel-Hébert, géo. stag., M. Sc., maxym-karl.hamel-hebert@mern.gouv.qc.ca Antoine Brochu, géo., M. Sc., antoine.brochu@mern.gouv.qc.ca
Géochimie	Olivier Lamarche, géo., M. Sc.
Géophysique	Siham Benahmed, géo., M. Sc. Rachid Intissar, géo., M. Sc.
Évaluation de potentiel	Virginie Daubois, géo., M. Sc.
Logistique	Marie Dussault, coordonnatrice
Géomatique	Julie Sauvageau Kathleen O’Brien
Conformité du gabarit et du contenu	François Leclerc, géo., Ph. D.
Accompagnement /mentorat et lecture critique	François Leclerc, géo., Ph. D. Yannick Daoudene, géo., Ph. D. Pierre Pilote, ing., géo., M. Sc.
Organisme	Direction générale de Géologie Québec, Ministère des Ressources naturelles et des Forêts, 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 les étudiantes et étudiants Chloé Turgeon, Chloé Carrière, Félix Belle-Isle, Ariane Legault et Valeria Rubio Olan ainsi que la stagiaire en géologie Rose Beauchemin. Nous aimerions souligner l’excellent travail du cuisinier Yves Brisson. Le support pour l’accès au matériel a été rendu possible avec la supervision de Pierre-Thomas Poulin ainsi que l’équipe de l’entrepôt Fernand-Dufour. Le pilote Jérémie Troillet a accompli son travail avec efficacité et professionnalisme. Les discussions ainsi que les visites sur le terrain de François Leclerc, Pierre Pilote et Pierre-Simon Ross de l’INRS ont été très profitables.

Références

Publications du gouvernement du Québec

Autres publications