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

• 

  La ceinture de roches vertes de la Haute-Eastmain encore sous explorée

• 

   

  Les grandes zones de déformation de la CRVHE comme cibles d’exploration

• 

   

  Des pegmatites lithinifères en bordure de la ceinture

   

• 

   

  Les diamants du Québec

   

Travaux antérieurs

Le tableau ci-dessous présente une liste des travaux réalisés dans le secteur à l’étude depuis 1939. Il inclut aussi les références citées dans le rapport. Une liste plus exhaustive peut être trouvée dans la base de données documentaire EXAMINE.

Lithostratigraphie

La région du lac Léran se situe dans la Province du Supérieur, dans la partie orientale de la Sous-province d’Opinaca, laquelle est flanquée par les sous-provinces de La Grande au nord et d’Opatica au sud. Les unités de la région peuvent ainsi être regroupées en quatre grands ensembles que voici :

1. les unités de la Sous-province d’Opatica;

2. les unités de la Sous-province d’Opinaca;

3. les unités de la Sous-province de La Grande;

4. les unités communes aux sous-provinces.

Sous-province d’Opatica

La portion sud de la région à l’étude est composée de roches appartenant à la Sous-province d’Opatica. Cette zone comprend le Complexe de Misasque (Amiq), un ensemble intrusif hétérogène et polyphasé formé de gneiss de composition tonalitique variablement migmatitisé ainsi que de phases foliées plus jeunes de composition tonalitique et granitique.

Les âges de cristallisation rapportés pour cette unité sont compris entre 2795 ±5 à 2695 ±8 Ma (Davis, 2019; Davis et Sutcliffe, 2018a). Toutefois, des zircons hérités de phases plus anciennes témoignent d’un historique mésoarchéen remontant jusqu’à 3024 Ma. Le Complexe de Misasque est ainsi interprété comme un socle archéen de composition tonalite-trondhjémite-granodiorite (TTG) remobilisé sur lequel reposent les roches supracrustales de la ceinture de roches vertes de la Haute-Eastmain (CRVHE).

La CRVHE correspond à une bande de roches volcano-sédimentaires localisée à proximité de la rivière Eastmain. Dans la littérature, la CRVHE est aussi connue sous le nom de bande volcano-sédimentaire de la rivière Eastmain supérieure (Couture, 1987). La région à l’étude expose seulement les roches de la branche est de la CRVHE (Beauchamp et al., 2018).

Les unités volcaniques de la CRVHE font partie du Groupe de René (Are;2800 ±6 à 2751 ±5 Ma, Davis et Sutcliffe, 2018b, Davis, 2019), tandis que les unités sédimentaires appartiennent au Groupe de Bohier (nAbh; <2712 ±6 Ma; Davis et Sutcliffe, 2018b). Dans la région à l’étude, le Groupe de René est uniquement formé par la Formation de Roman (nArmn; 2770 ±6 Ma, Davis et Sutcliffe, 2018a). Les roches volcaniques de composition mafique (basalte, basalte andésitique et amphibolite; nArmn4) constituent la plus grande partie de l’unité. Elles se présentent sous la forme de coulées coussinées et massives, localement de brèches. Les roches volcaniques de composition felsique (tufs, coulées et dykes de composition rhyodacitique; nArmn1b) forment de minces niveaux décimétriques à métriques interstratifiés avec les volcanites mafiques. De nombreuses bandes de formation de fer (nArmn5), de moins de <500 m d’épaisseur apparente, ont été reconnues un peu partout dans la Formation de Roman. Leur signature géophysique illustre bien la structure interne de la CRVHE. Quelques rares bandes de gabbro (nArmn3), de chert graphiteux (nArmn6) et de paraschiste (nArmn7) sont aussi présentes, de même que des filons-couches ultramafiques (nArmn8) d’épaisseur métrique. Les roches sédimentaires du Groupe de Bohier, formée de paragneiss à biotite dérivé de wacke (nAbh1), affleurent très peu dans la région à l’étude.

Les roches de la CRVHE sont coupées par les phases plus jeunes du Complexe de Misasque et du Pluton de Chiyaaskw ainsi que par des intrusions post-tectoniques (Suite de Wahemen). La forme irrégulière actuelle de la CRVHE a grandement été influencée par ces masses intrusives (Couture, 1993; Beauchamp et al., 2018).

Le Pluton de Chiyaaskw (nAchw; 2746 ±3 Ma, Davis et Sutcliffe, 2018a) correspond à un ensemble complexe de phases intrusives felsiques et intermédiaires. L’unité nAchw1 est formée de tonalite foliée à localement gneissique, à grain moyen, rubanée ou porphyroïde. L’unité nAchw2 est constituée de tonalite communément hématitisée. Des dykes de l’unité nAchw1 coupent l’unité nAchw2, alors que des enclaves de nAchw2 sont présentes au sein de nAchw1; cette dernière représente donc une unité bel et bien distincte et plus jeune. L’unité nAchw2 contient localement des enclaves mafiques allongées, centimétriques à métriques, vraisemblablement issues du Groupe de René. Les relations de recoupement complexes mettent en évidence un historique polyphasé.

La Suite de Wahemen (nAwah; 2640 ±10 Ma, Davis et Sutcliffe, 2018a) regroupe des intrusions granitiques post-tectoniques distribuées sur plus de >50 km le long du contact entre les sous-provinces d’Opinaca et d’Opatica. Ces intrusions se sont également mises en place sur 30 km au contact du Complexe de Misasque et de la CRVHE. Elles sont non déformées, à grain moyen à grossier, localement pegmatitique, et sont pauvres en minéraux ferromagnésiens. La présence marquée de muscovite, de tourmaline et de grenat marque le caractère plutôt hyperalumineux de ces granites. Près du contact sud avec la CRVHE, on trouve jusqu’à 30 % d’enclaves de roches sédimentaires appartenant possiblement au Groupe de Bohier, au Complexe de Laguiche ou encore à une unité de roches métasédimentaires de transition non reconnues jusqu’à présent.

Sous-province de La Grande

La Sous-province de La Grande est dominée dans la région par les roches métasédimentaires migmatitisées de la Formation de la Rivière Salomon (nAslm1a), dont l’âge maximal de dépôt serait de 2684 ±3 Ma (David, 2019). Ce sont essentiellement des paragneiss et des métatexites issus de wacke, à biotite, amphibole, grenat et sillimanite. De vastes plutons tonalitiques plissés appartenant à la Suite de Joubert (nAjbt1; 2681,7 ±5,6 à 2679,4 ±9,9 Ma; David, 2018), observés au nord du terrain à l’étude (Hammouche et Burniaux, 2018), coupent ces paragneiss.

Sous-province d’Opinaca

Le contact entre les sous-provinces d’Opatica et d’Opinaca est masqué par des intrusions syntectoniques à post-tectoniques. À l’ouest, dans le feuillet 33A10, ce contact est injecté par les roches de la Suite de Nikos. Plus à l’est, le Pluton de Ribera traverse le nord du feuillet 33A09 et 23D12 et sépare le Complexe de Misasque du Complexe de Laguiche. Enfin, les intrusions de la Suite de Wahemen se sont introduites le long du contact Opatica-Opinaca dans le feuillet 23D11.

La Sous-province d’Opinaca est largement dominée par les roches du Complexe de Laguiche. Ce bassin sédimentaire de grande dimension présente une grande variété d’âges de déposition, allant de >2712,3 ±2,4 Ma à >2671,6 ±1,8 Ma (David, 2019; David et al., 2011). Dans la région à l’étude, un âge maximal de déposition de 2698 ±18 Ma (2016-HH-1654; Davis et Sutcliffe, 2018a) a été obtenu pour un échantillon de paragneiss prélevé à proximité du Complexe de Misasque, soit au sud de la partie orientale du Complexe de Laguiche. Au nord, cet âge devrait se rapprocher de celui de la Formation de la Rivière Salomon (<2684 ±3 Ma). Toujours dans la région à l’étude, l’âge de cristallisation d’un granite issu de la fusion partielle de roches métasédimentaires permet d’estimer l’âge minimal de déposition du Laguiche à 2674 ±5 Ma (2016-AS-6666; Davis et Sutcliffe, 2018a).

Le Complexe de Laguiche est principalement formé de roches métasédimentaires de composition relativement homogène qui se distinguent par la quantité de mobilisat, soit des paragneiss (nAlgi2a), des métatexites (nAlgi3a) et des diatexites (nAlgi4a). L’unité nAlgi4b, composée de diatexite issue de la fusion de roches métasédimentaires et de diorite, est présente dans la partie SW du terrain à l’étude. L’unité nAlgi14, décrite pour la première fois dans la région, correspond à des granites d’anatexie qui apparaissent localement dans les paragneiss. Le Complexe de Laguiche contient également des bandes hectométriques d’amphibolite et de formation de fer (nAlgi1) dans la moitié est du feuillet 23D14. Il est également injecté par plusieurs plutons et suites felsiques à intermédiaires. Dans la région à l’étude, l’unité felsique la plus importante est la Suite de Des Antons (nAant; 2658 ±8 Ma; Davis et Sutcliffe, 2018a), un ensemble multiphasé composé d’intrusions de composition granitique à granodioritique. Cette unité forme de grandes masses E-W pouvant atteindre 85 km de long qui contiennent de nombreuses enclaves de paragneiss (nAant1). Des dykes tonalitiques d’épaisseur kilométrique qui coupent le Complexe de Laguiche sont aussi associés à la Suite de Des Antons (nAant2).

Le Pluton de Ribera (nArib) correspond à une intrusion granitique à granodioritique tarditectonique allongée longeant le contact Opinaca–Opatica sur une cinquantaine de kilomètres. Ce granite est massif, légèrement folié par endroits et présente une granulométrie moyenne à grossière. Vers l’ouest, la proportion de plagioclase augmente parallèlement à l’apparition de la hornblende, ce qui donne à la roche une composition plus granodioritique.

La Suite de Nikos (nAnik) regroupe un ensemble d’intrusions felsiques à intermédiaires tarditectoniques situé au contact entre les paragneiss de l’Opinaca et le Complexe de Misasque, dans l’Opatica. Elle est composée de granodiorite et de monzodiorite quartzifère à biotite-hornblende, massives à foliées et typiquement porphyroïdes (nAnik1), ainsi que de granite (nAnik2).

Complètement à l’est, dans le feuillet 23D15, le Pluton d’Artigny (nAart; 2589 ±4 Ma; Davis et Sutcliffe, 2018a), une intrusion post-tectonique relativement homogène appartenant à la Suite d’Ango, se repère facilement en raison de l’intense anomalie magnétique associée. Ce pluton est principalement composé de granite et de monzonite quartzifère (nAart1), accompagnés localement de mangérite et de charnockite (nAart2). 

La position du contact entre les sous-provinces de La Grande et d’Opinaca est encore l’objet de discussions dans la région à l’étude. Cette limite est placée actuellement à l’interface entre la Formation de la Rivière Salomon et le Complexe de Laguiche. Toutefois, les roches métasédimentaires de ces deux unités sont plus ou moins similaires et cette limite est également sujette à interprétation. Selon Hammouche et Burniaux (2018), quelques caractères distinctifs permettent de les distinguer : les paragneiss de l’Opinaca sont variablement migmatitisés, contiennent presque systématiquement de l’orthopyroxène, sont fortement recristallisés et présentent un protolite toujours arkosique, alors que les paragneiss de la Sous-province de La Grande sont peu migmatitisés, contiennent rarement de l’orthopyroxène, possèdent une texture granoblastique moins bien définie et peuvent aussi avoir un protolite quartzitique.

Toutefois, des doutes sur l’emplacement de ce contact subsistent toujours. On trouve en effet des affleurements de diatexite pouvant être associée au Complexe de Laguiche à l’intérieur de la Suite de Joubert, au nord du contact, alors que des tonalites appartenant possiblement à la Suite de Joubert sont reconnues dans le Complexe de Laguiche, au sud. En dehors de la région à l’étude, la limite La Grande-Opinaca correspond généralement à de grandes failles et des zones de cisaillement. Les zones de cisaillement d’Orillat et de Pradier pourraient représenter des structures de ce type, mais elles sont situées respectivement à plus ou moins 5 km au sud et au nord du contact actuel. La signature géophysique du secteur est aussi homogène de part et d’autre du contact tel qu’interprété actuellement. Le contraste métamorphique entre les deux sous-provinces, communément utilisé dans d’autres secteurs pour identifier ce contact, est plutôt graduel dans la région. Il est possible que la limite soit faillée ou plissée à plusieurs endroits, entraînant une alternance entre les paragneiss du Complexe de Laguiche et de la Formation de la Rivière Salomon. Cette discussion démontre la difficulté d’identifier une limite nette et met en évidence une faiblesse de la cartographie géologique en général. Le contact La Grande-Opinaca devrait toutefois se trouver quelque part dans la Zone de cisaillement de Pradier-Orillat.

Unités communes aux sous-provinces

Deux intrusions hectométriques de péridotite et de pyroxénite de la Suite de Dutreuil (nAdut) ont été identifiées dans le Complexe de Misasque. Quelques rares intrusions ultramafiques hectométriques de la Suite de Lablois (nAslb; entre 2671,6 ±1,8 Ma [David et al., 2011; Goutier et al., 2021] et 2619,6 +1,9 Ma/-1,4 [David et al., 2011]) sont aussi présentes dans la région à l’étude. Ces dernières sont formées de métawebstérite à olivine et présentent des porphyroblastes millimétriques à centimétriques d’orthopyroxène, ceux-ci étant caractéristiques de l’unité.

Les unités de la région sont coupées par trois familles de dykes de diabase d’âge néoarchéen à paléoprotérozoïque. L’Essaim de dykes de Mistassini (nAmib; 2515 ±3 à 2503 ±2 Ma, Hamilton, 2009; Davis et al., 2018) possède une orientation NNW, une texture aphyrique et une composition gabbronoritique. Les dykes de gabbronorite des Dykes de Senneterre (pPsen; 2214 ±12,4 Ma, Buchan et al., 1993; 2216 +8/-4, Mortensen dans Buchan et al., 1996; 2221 ±4, Davis et al., 2018) se caractérisent par une orientation NE à ENE. Enfin, les Dykes du Lac Esprit (pPesp; 2069 ±1, Hamilton et al., 2001), d’orientation NNW dans la région à l’étude, sont de composition gabbroïque à gabbronoritique.

Au centre du feuillet 33A16, des dykes et des cheminées néoprotérozoïques appartenant à la Kimberlite de Renard (nPrna; 640,5 ±2,8 à 631,6 ±3,5 Ma, Godin et al., 2016; Birkett et Cloutier, 2004) coupent le Complexe de Laguiche.

Lithogéochimie

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

Géologie structurale

La région cartographiée est divisée en dix domaines structuraux en fonction des grands domaines lithotectoniques, des schémas structuraux définis par la carte aéromagnétique et de l’orientation générale des foliations et des linéations principales. Le grain structural de la partie nord de la région cartographiée est principalement ESE-WNW à E-W avec des pendages modérés vers le nord ou vers le sud, alors qu’il est davantage ENE-WSW dans la partie sud, avec des pendages modérés principalement vers le sud.

Structures primaires

Le litage primaire (S₀) a été rarement observé dans la région cartographiée, contrairement aux autres branches de la CRVHE où de nombreuses évidences de polarité sont répertoriées dans les basaltes (Beauchamp et al., 2018; Beauchamp, 2020). La stratification dans la CRVHE a été principalement identifiée grâce à l’alternance des faciès volcaniques (p. ex. passage d’un basalte coussiné à une coulée massive). Une polarité inverse vers le nord a été interprétée grâce à l’orientation des pédoncules dans une séquence de basalte coussiné de la Formation de Roman. Les fortes signatures magnétiques des unités de formation de fer marquent bien la stratification. Dans les roches métasédimentaires des sous-provinces d’Opinaca et de La Grande, les structures primaires ont généralement été complètement oblitérées par la déformation et la recristallisation associée au métamorphisme. Très localement, on y observe un pseudo-rubanement de composition marqué par une alternance de lits plus fins (argileux) et de bancs plus grenus (gréseux) dans les roches sédimentaires les moins affectées par les processus de recristallisation et de fusion partielle. Les contacts lithologiques sont généralement transposés dans le sens de la foliation régionale principale.

Phases de déformation

Les roches de la région ont enregistré au moins trois phases de déformation archéenne ductile-fragile suivies d’épisodes de déformation fragile. Une première phase de déformation S _n-1, subparallèle au litage (S₀), est visible dans la charnière des plis P_n dans les basaltes schisteux de la CRVHE. La fabrique principale S_n, généralement E-W, est observée de façon systématique sur les affleurements où elle définit une schistosité ou une gneissossité. Elle est marquée par l’alignement préférentiel des micas et/ou des amphiboles, le plan d’étirement des coussins dans les basaltes et l’orientation des fragments et des clastes dans les roches volcanoclastiques et les conglomérats. Le rubanement migmatitique est aussi communément subparallèle à la fabrique S_n. L’épisode de déformation D_n est associé à une compression ou à une transpression associées à des contraintes grossièrement N-S. La structure communément stromatique des métatexites, associée à des niveaux de mobilisat parallèles à la schistosité principale, semble indiquer que cet épisode de déformation serait lié à l’épisode métamorphique à l’origine de la fusion partielle dans les roches métasédimentaires, dont l’âge est estimé à 2663 Ma (Morfin et al., 2013). L’âge minimal du métamorphisme correspond à l’âge de cristallisation du Pluton d’Artigny (2589 ±4 Ma), unité non affectée par la déformation et le métamorphisme (Davis et Sutcliffe, 2018a). La déformation D _n+1 est peu présente; elle a surtout été observée dans les basaltes schisteux sous la forme d’un clivage de crénulation. Des kink bands et des microplis asymétriques en « Z » sont aussi associés à cette phase de déformation.

Des linéations minérales et d’étirement à composante pendage sont présentes dans le Pluton de Chiyaaskw et dans la CRVHE elle-même. Des linéations à faible plongement ont été décrites dans le Complexe de Laguiche. Très localement, des figures d’interférence affectant le litage et les veines de quartz indiquent qu’il y a eu superposition d’au moins deux phases de plissement. Les figures d’interférence (en crochet et en champignon) avaient aussi été observées dans le secteur à l’ouest du lac Lépante, dans la CRVHE (Couture, 1987).

Au moins trois épisodes de déformation cassante ont eu lieu au néoarchéen tardif et au paléoprotérozoïque. Les effets de cette fracturation tardive sont bien visibles sur les cartes aéromagnétiques et sont soulignés par la présence de dykes de diabase qui se sont mis en place dans les fractures NNW-SSE à N-S (essaims de dykes de Mistassini et du Lac Esprit) et les factures NE-SW (Dykes de Senneterre).

De nombreuses zones cisaillées ont été reconnues dans la CRVHE. Ces structures sont caractérisées par la présence de fabriques CS, de bandes de cisaillement, de fortes linéations d’étirement, des plis asymétriques et de boudinage. Les zones de cisaillement sont généralement subparallèles à la foliation régionale. D’autres zones de cisaillement ont été tracées grâce à l’interprétation des cartes aéromagnétiques.

Domaines structuraux

La région cartographiée est divisée en une dizaine de domaines structuraux à partir de leurs signatures magnétiques uniques et de l’orientation générale des foliations et des linéations.

Le Domaine structural de Joubert (DSjbt) regroupe des domaines structuraux informels définis par Burniaux et al. (2018) et Hammouche et Burniaux (2018) au nord de la région à l’étude, dans la Sous-province de La Grande. Il est caractérisé par de grands dômes tonalitiques bien définis, cernés par les paragneiss de la Formation de la Rivière Salomon, le tout affecté par un épisode de compression N-S généralisé. Dans la région cartographiée, sa superficie est peu importante (30 km²).

La Zone de cisaillement de Pradier-Orillat (ZCpdo) chevauche les sous-provinces d’Opinaca et de La Grande. Elle est délimitée par les zones de cisaillement d’Orillat au sud et de Pradier au nord. En plus de ces deux structures majeures, la ZCpdo comporte plusieurs zones de cisaillement mineures d’orientation ESE-WNW à E-W, le tout formant une structure parallèle.

Les domaines structuraux de Kaawaischiskau (DSkwi) et de Daran (DSdar) sont formés de paragneiss du Complexe de Laguiche injectés par diverses intrusions granitiques qui sont affectés par l’épisode principal de compression N-S. Une structure de plissement E-W à ESE-WNW importante de ∼40 km de largeur peut être suivie sur >120 km à travers ces deux domaines, formant l’Anticlinorium du Lac Daran. La différence entre ces domaines réside principalement dans leur signature magnétique. Le DSkwi présente une structure bien rubanée et des contrastes forts, alors que le DSdar se caractérise par un arrangement plus homogène avec des structures elliptiques allongées E-W associées à des intrusions granitiques. Le Domaine structural d’Ayr (DSayr), toujours dans les paragneiss du Complexe de Laguiche, correspond à un pli majeur NW coupant la limite ouest de l’Anticlinorium du Lac Daran.

Le Domaine structural d’Ango (DSang), situé dans le NE de la région à l’étude, correspond à des intrusions granitiques peu à pas déformées associées à une signature magnétique particulièrement intense.

Le Domaine structural de Wahemen (DSwah) est formé d’intrusions granitiques tardives peu foliées de la Suite de Wahemen, ainsi que de quelques affleurements de paragneiss isolés. Ce domaine présente une structure parallèle à son allongement E-W et est possiblement cerné par des zones de cisaillement majeures, dont la Faille de Vallard au nord.

Le Domaine structural de Cadieux (DScad) comprend le Complexe de Misasque. Il présente une structure complexe marquée par de multiples générations d’intrusions tonalitiques, le tout affecté par la fabrique principale. Le Domaine structural de Chiyaaskw (DSchw) est, quant à lui, affecté sur toute sa longueur par le Dôme anticlinal de l’Île Bohier, d’axe E-W et légèrement déversé vers le sud.

Le Domaine structural de Dolent (DSdol) est associé à la CRVHE et se moule aux différents plutons adjacents du DScad et du DSchw. Le domaine est traversé par un grand nombre de structures importantes, telles les zones de cisaillement du Lac Harbour et du Lac Banane.

Métamorphisme

Métamorphisme prograde

La carte des minéraux associés au métamorphisme ci-dessus permet de définir des zones associées à divers faciès métamorphiques. Les transitions entre ces zones correspondent généralement aux contacts des sous-provinces, mais pas partout. Le faciès des amphibolites est présent dans le secteur est du Complexe de Laguiche (feuillets 23D14 et 23D15), une unité communément métamorphisée au faciès des granulites. Dans la partie nord de la région cartographiée, quelques porphyroblastes d’orthopyroxène au sein des roches métasédimentaires migmatitisées de la Formation de la Rivière Salomon (Sous-province de La Grande) ont été observés. Ceci implique que le faciès granulitique s’étend au-delà de la Sous-province d’Opinaca jusque dans le La Grande.

Morfin et al. (2013) ont daté le pic métamorphique associé à la fusion partielle à 2663,6 ±6 Ma dans la partie nord du Complexe de Laguiche. Cet âge concorde avec un âge de cristallisation de 2674 ±5 Ma (Davis et Sutcliffe, 2018a) obtenu sur un granite dérivé de la fusion partielle d’une roche métasédimentaire dans la région à l’étude (2016-AS-6666). Toutefois, une datation sur monazite d’un paragneiss a donné un âge uniforme de 2692 ±6 Ma, qui précède donc l’événement principal de métamorphisme. Cet âge pourrait signaler l’existence d’un autre événement antérieur ou encore d’une période de métamorphisme s’étalant sur une longue période (2016-HH-1654; Davis et Sutcliffe, 2018a). Morfin et al. (2013) mentionnent aussi la présence d’un second événement métamorphique de moindre ampleur à 2637 ±6,7 Ma qui pourrait correspondre ici à l’épisode de fusion partielle ayant mené à la mise en place des granites de type S de la Suite de Wahemen (2640 ±10 Ma; Davis et Sutcliffe, 2018a).

Sous-province d’Opatica

Le Domaine structural de Dolent est constitué essentiellement des roches de la CRVHE. Les métabasites (basaltes, amphibolites et gabbro) du Groupe de René sont caractérisées par l’omniprésence de hornblende. L’assemblage prograde des roches mafiques est composé de hornblende-plagioclase, quartz ± grenat ± biotite ± clinopyroxène ± sphène. Cette paragenèse est stable sur une large gamme de pression et de température et est typique du faciès amphibolites à supérieur des amphibolites.

Deux générations d’amphibole sont présentes dans les métabasites. Certaines sont alignées dans la schistosité principale (syntectonique) et définissent une linéation minérale marquée dans les zones plus déformées. Les autres (tarditectoniques) sont grenues, fibroradiées, pœcilitiques ou en remplacement d’anciens cristaux de clinopyroxène. La biotite, lorsqu’elle est présente, est orientée selon la fabrique principale. Les grenats sont plus abondants dans les amphibolites que dans les basaltes métamorphisés. Ils sont gloméroblastiques, hypidiomorphes à idiomorphes, zonés par endroits ou à texture coronitique avec de la trémolite en bordure des couronnes. Les grenats contiennent de multiples inclusions de quartz arrondies, de rutile et d’ilménite. Sur certains affleurements, ils forment de minces bandes alignées selon la foliation. Certains grenats sont donc syncinématiques. Toutefois, dans la majorité des lames minces observées, ils coupent clairement la foliation et incorporent les minéraux progrades (biotite, amphibole). Les grenats sont donc majoritairement post-cinématiques. Le grenat n’est pas présent partout dans les roches mafiques du Groupe de René, probablement à cause de la composition chimique originale de la roche et des phénomènes d’altération locaux plutôt qu’aux conditions métamorphiques.

La chlorite ne fait pas partie de l’assemblage prograde dans les métabasites. On considère généralement que la chlorite disparaît dans les roches de composition basaltique à une température de 550 °C à 200 MPa ou de 575 °C à 500 MPa (Apted et Liou, 1983). Ces conditions ont donc été dépassées dans la région. À partir de deux géothermomètres (Gr-Bo et Gr-Hb), Couture (1993) a estimé la température de formation de l’assemblage prograde à grenat-biotite dans les roches mafiques à 550 à 600 °C pour des pressions comprises entre 200 et 400 MPa. Ce résultat est cohérent avec ceux d’Apted et Liou (1983) et est compatible avec les conditions maximales de métamorphisme régional dans la CRVHE.

Les volcanites felsiques du Groupe de René montrent principalement l’assemblage quartz-plagioclase-biotite-muscovite. Elles contiennent localement du grenat, de la sillimanite, de la cordiérite et de l’amphibole. La sillimanite, présente sous la forme de fibrolite, est orientée dans la schistosité principale. Cet assemblage prograde indique une température de métamorphisme inférieure à 600 °C, car la réaction de déshydratation de la muscovite n’a pas eu lieu.

La nature des roches dans les domaines structuraux de Cadieux et de Chiyaaskw ne permet pas le développement de minéraux diagnostiques du degré de métamorphisme. Compte tenu de leur âge prétectonique à syntectonique, elles ont nécessairement subi les mêmes conditions de métamorphisme du faciès supérieur des amphibolites qui ont affecté les roches de la CRVHE. Les unités du Domaine structural de Wahemen n’ont pas été affectées par le métamorphique régional en raison de leur assemblage minéralogique granitique et de leur mise en place plus tardive.

Sous-province d’Opinaca

Les domaines structuraux d’Ayr, de Kaawaischiskau et de Daran sont principalement caractérisés par un métamorphisme de haute température. L’apparition de mobilisat combinée à la présence d’orthopyroxène (hypersthène) et de grenat dans les roches métasédimentaires du Complexe de Laguiche indiquent que le faciès granulitique a été atteint (Goutier et al., 2002; Bandyayera et al., 2010). Les évidences de fusion partielle et d’anatexie y sont généralisées. La fusion partielle des roches sédimentaires a produit du mobilisat in situ, du mobilisat in source et des veines et des dykes leucocrates associés à la migration du liquide d’anatexie. Le nord de la région cartographiée est davantage migmatitisé, suggérant un flux de chaleur plus important dans ce secteur localisé près du contact avec les roches de la Sous-province de La Grande. On note l’absence d’orthopyroxène dans la partie sud du Domaine structural d’Ayr, possiblement le résultat d’un manque d’informations plutôt que d’un degré de métamorphisme plus faible, cette zone étant aussi caractérisée par une forte migmatitisation.

Dans ces domaines structuraux, les paragneiss sont granoblastiques et présentent l’assemblage quartz-plagioclase-biotite ± feldspath potassique ± orthopyroxène ± grenat ± cordiérite, avec des proportions mineures d’amphibole. En lames minces, les textures primaires des roches métasédimentaires ont été totalement oblitérées. On observe communément des myrmékites, des perthites et des grains de quartz à extinction roulante. La biotite est prograde et orientée selon la foliation principale. Les pœciloblastes de grenat sont tarditectoniques à post-tectoniques et contiennent des inclusions arrondies de quartz. Les cristaux d’orthopyroxène sont majoritairement hypidiomorphes à idiomorphes, nématoblastiques et non altérés. Localement, ils sont rétrogradés en amphibole et/ou biotite, indiquant une réhydratation partielle de la phase péritectique au faciès des amphibolites (Morfin et al., 2013).

Le grenat et l’orthopyroxène sont présents à la fois dans la matrice (mésosome) et dans le mobilisat, mais ils sont plus grenus et abondants dans le mobilisat. Généralement, le mésosome contient des petits cristaux néoformés de grenat et/ou d’orthopyroxène (0,5 à 1 cm). Le leucosome est plutôt caractérisé par de gros pœciloblastes (1 à 8 cm) hypidiomorphes à idiomorphes, présents au sein du mobilisat à structure stromatique affecté par le plissement. Cela implique que la migration de liquide de fusion à l’échelle granulaire s’est produite durant la déformation régionale.

Localement, la biotite et le quartz forment des symplectites en remplacement de l’orthopyroxène ou du grenat. Cette texture est interprétée comme le résultat de la réaction entre l’orthopyroxène et/ou le grenat péritectique avec le dernier liquide anatectique (Waters, 2001; Morfin, 2014). Grâce aux assemblages minéralogiques observés en lames minces, il est possible de déduire la réaction prograde qui a mené à la formation de l’orthopyroxène par fusion partielle en conditions anhydres :

Biotite + Plagioclase + Quartz ⇄ Liquide silicaté + Orthopyroxène + Oxydes ± Feldspath-K ± Grenat

La biotite n’a pas été totalement consommée lors de la réaction qui a mené à la formation de l’orthopyroxène. Selon Morfin et al. (2013), les conditions métamorphiques au sein de l’Opinaca auraient donc atteint des températures entre 810 °C (apparition de l’orthopyroxène) et 850 à 920 °C (disparition de la biotite). Morfin (2014) estime que la fusion partielle des métawackes s’est effectuée à ∼820 °C et de 7 kbar, ce qui a généré jusqu’à 10 % de liquide anatectique et la formation de l’orthopyroxène et/ou du grenat.

La quantité de mobilisat observé sur les affleurements de roches métasédimentaires migmatitisées de l’Opinaca dans la région cartographiée est de 43 % en moyenne. Morfin (2014) avait aussi remarqué l’importante différence entre le volume théorique de magma produit in situ (10 %) et le volume observé sur le terrain (63 %). Pour expliquer ce phénomène, il suggère que les magmas anatectiques se seraient accumulés dans la Sous-province d’Opinaca pour former un complexe d’injection. Le surplus de matériel granitique pourrait provenir de la fusion partielle d’un socle granitique situé sous le bassin sédimentaire de l’Opinaca.

La partie est du Domaine structural de Daran est composée de paragneiss caractérisé par endroits par un rubanement de composition et l’absence d’orthopyroxène. Le mobilisat est moins abondant et la roche est plus homogène et montre moins de remobilisation in situ que dans la partie ouest de la région. Le métamorphisme dans ce secteur serait donc au faciès supérieur des amphibolites et n’aurait donc pas atteint le faciès des granulites. Quelques affleurements d’amphibolites et de formations de fer ont aussi été identifiés; les métabasites sont foliées, bien recristallisées et présentent un assemblage dominé par le plagioclase et la hornblende avec un peu de biotite, de quartz et d’épidote. La hornblende caractérise le métamorphisme amphibolitique en général, tandis que l’épidote, qui semble tardive, est stable jusqu’au faciès inférieur des amphibolites (Goutier et al., 2021).

Encore plus à l’est, les roches plutoniques du Domaine structural d’Ango n’ont pas été affectées par le métamorphisme régional en raison de leur mise en place très tardive.

Sous-province de La Grande

Les roches des sous-provinces de La Grande et d’Opinaca du secteur NE de la carte sont caractérisées par des assemblages métamorphiques typiques du faciès supérieur des amphibolites.

Dans le Domaine structural de Joubert et la Zone de cisaillement de Pradier-Orillat, les roches métasédimentaires de la Formation de la Rivière Salomon sont constituées de l’assemblage typique quartz-biotite ± plagioclase ± amphibole ± grenat ± sillimanite (fibrolite) ± cordiérite. La sillimanite est un minéral majeur dans cette unité. Les textures visibles en lame mince indiquent que la muscovite est partiellement remplacée par la sillimanite selon la réaction MV + QZ ⇄ SM + FK + BO. Dans des conditions de gradient métamorphique PT moyen, cette réaction indique la transition vers le faciès des granulites (Winter, 2001). Les deux phases étant encore présentes, on peut en conclure que ces roches ont été métamorphisées au faciès supérieur des amphibolites.

Les roches tonalitiques de la Suite de Joubert sont caractérisées par un assemblage comprenant biotite-magnétite ± hornblende. Cet assemblage ne fournit pas d’information pertinente sur le degré de métamorphisme atteint par ces roches. Cependant, la Suite de Joubert est caractérisée par une forte déformation. La foliation et la gneissosité sont fortement développées. Sawyer (1998), Lamothe et al. (2000) et Hammouche et Burniaux (2018) interprètent la gneissosité et le rubanement comme le résultat d’un fort cisaillement crustal à haute température. Ils suggèrent que ces roches ont subi un enfouissement au moins équivalent aux roches sédimentaires encaissantes et qu’elles ont subi un métamorphisme de même intensité.

De l’orthopyroxène a été observé à quelques rares endroits dans les paragneiss de la Sous-province de La Grande. Ces paragneiss sont interprétés comme des lambeaux du Complexe de Laguiche imbriqués dans l’empilement de la Formation de la Rivière Salomon lors de l’épisode de chevauchement.

Métamorphisme rétrograde

La région présente un métamorphisme rétrograde au faciès des schistes verts visible dans la majorité des lames minces. La biotite est fortement chloritisée et le plagioclase est damouritisé (mica blanc-épidote ± calcite) autant dans les roches métasédimentaires du Complexe de Laguiche que dans les roches volcaniques du Groupe de René. Le pyroxène est amphibolitisé et la hornblende est remplacée par la biotite, la chlorite et l’épidote. Quelques échantillons observés en lame mince présentent une ouralitisation du pyroxène et une serpentinisation de l’olivine.

L’assemblage rétrograde dans les basaltes est typique du faciès des schistes verts et consiste en chlorite-actinote-épidote-clinozoïsite ± calcite ± muscovite. Les cristaux de hornblende sont remplacés en bordure par la biotite. La chlorite est omniprésente dans les assemblages rétrogrades. Elle forme des plages plus ou moins définies et se développe en bordure des grains de biotite, d’amphibole et de grenat. Les volcanites felsiques ont aussi subi un rétromorphisme au faciès des schistes verts marqué par l’assemblage rétrograde séricite-épidote-calcite-chlorite.

Géologie économique

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

Le tableau des analyses lithogéochimiques des métaux d’intérêt économique donne la localisation, la description et les résultats d’analyse pour 62 échantillons choisis dans le but d’évaluer le potentiel économique de la région.

La ceinture de roches vertes de la Haute-Eastmain encore sous-explorée

À la suite des travaux de Talla Takam et Beauchamp (2016) présentés dans ce bulletin, ainsi que de ceux de Beauchamp et al. (2018) et Beauchamp (2020) dans le secteur au SW de la région à l’étude, les limites de la branche est de la ceinture de roches vertes de la Haute-Eastmain (CRVHE) ont été redéfinies. Les ceintures volcano-sédimentaires archéennes comme celle-ci constituent des métallotectes importants pour de nombreux types de minéralisation, comme les SMV, les veines de quartz aurifères, les gîtes magmatiques Ni-Cu-EGP et les pegmatites lithinifères.

Minéralisations de sulfures massifs volcanogènes (SMV) à Cu-Zn ± Ag ± Au

Plusieurs amas sulfurés ont été reconnus à travers la CRVHE, communément dans des zones cisaillées, et sont liés à des mudstones graphiteux interstratifiés aux coulées mafiques. Les sulfures sont constitués de 2 à 3 % de pyrrhotite, de 1 % de pyrite et de sphalérite, laquelle a été observée en section polie. La zone minéralisée de Léran-Roman (échantillon 2016-AN-6162A; 1,43 % Zn, 83 ppb Au et 8,71 % S) correspond à un mudstone graphiteux contenant des sulfures disposés en filonnets ou en veinules plissés et repris par la foliation principale. Les zone minéralisées de Ruisseau Leran-1 (2 % Zn) et Éch. 7286 correspondent à des zones de sulfures semi-massifs dans une matrice de chert noir, encaissées dans des coulées basaltiques. La zone minéralisée d’Eldor correspond à une minéralisation semi-massive de pyrrhotite, pyrite et chalcopyrite dans des rhyolites et des tufs à cendres. De nombreuses valeurs cuprifères, zincifères et aurifères significatives ont été obtenues autour de cette zone minéralisée, dont une valeur indicielle de 0,54 % Cu (Tremblay, 1983) et une autre de 1,02 % Zn (Blain, 1993). Tous ces indices se trouvent à proximité d’une zone de cisaillement NE-SW, un contexte favorable à la remobilisation et la concentration de la minéralisation (Zone 1). Des valeurs zincifères indicielles (0,77 % Zn), de même que des valeurs significatives à anomales en Cu, Au, Cr et Ni ont aussi été interceptées en forages dans la partie SW de cette zone de cisaillement (Birkett, 1997).

Un grand nombre d’amas sulfurés sont aussi associés à des dômes felsiques (rhyodacite-rhyolite) et des tufs felsiques de la Formation de Roman (Zone 2). Ces roches constituent un niveau marqueur conducteur associé à une anomalie magnétique positive qui constitue un bon critère d’exploration. De plus, ce niveau est coupé par la Zone de cisaillement du Lac Banane, une zone de déformation fragile-ductile d’orientation NE à ENE. Les sulfures sont bréchifiés, massifs (pyrrhotite-pyrite) ou semi-massifs (pyrrhotite-pyrite ± chalcopyrite) et associés aux lapillis et aux blocs. Les zones minéralisées en cuivre Éch. 47472 et Alta-Eastmain, de même que la zone minéralisée en zinc Éch. 47095 sont associés à ce niveau. L’échantillon 2016-AN-6166C, une amphibolite à chlorite et grenat contenant ∼5 % de sulfures (pyrite-pyrrhotite-chalcopyrite), a donné une valeur indicielle de 0,69 % Cu, 105 ppb Au et 5,26 % S. Cet échantillon est situé à ∼180 m à l’ENE de la zone minéralisée d’Alta-Eastmain.

Minéralisation magmatique de Ni-Cu-EGP

Des intrusions mafiques à ultramafiques décamétriques se sont injectées dans la séquence volcanique de la CRVHE et s’étendent latéralement sur des kilomètres. Elles sont métamorphisées au faciès des amphibolites et présentent une altération en épidote et serpentine visible en lame mince. Quelques minéralisations en Ni sont associées à ces intrusions. L’indice Ruisseau Leran-2 (0,34 % Ni), encaissé dans une intrusion ultramafique au sein de basaltes, contient 5 à 12 % de pyrrhotite et des traces de pyrite (Blain, 1993). Un échantillon d’amphibolite à grenat et magnétite avec 1 % de pyrite-pyrrhotite finement disséminées associées à une forte chloritisation (2016-FT-3145A) a été prélevé sur lzone minéralisée du Ruisseau Leran-1. Cet échantillon a livré des valeurs anomales de 0,21 % Ni et 392 ppb Au.

Les grandes zones de déformation de la CRVHE comme cibles pour l’exploration

La branche est de la CRVHE se caractérise par une forte déformation; on y trouve des zones plissées ainsi que de nombreuses zones de cisaillement qui constituent d’importants métallotectes pour de nombreuses substances. Deux de ces zones présentent une importance majeure, soit les zones de cisaillement du Lac Harbour et du Lac Banane. Le nombre important d’indices spatialement rattachés à ces zones de cisaillement majeures NE-SW indique un contexte métallogénique favorable qui rappelle celui des structures de même direction du camp minier de Chibougamau, plus particulièrement la Zone de cisaillement NE-SW de Henderson-Portage (Lacroix, 1998). Dans cette structure parallèle à la zone de cisaillement NE-SW dextre du Lac Doré-McKenzie, des veines massives à pyrite-chalcopyrite-pyrrhotite-magnétite ont été exploitées pour le cuivre et l’or dans les mines Henderson I, Henderson II et Portage (Pilote et al., 1996).

Minéralisation associée à des zones de déformation

Des zones rouillées schisteuses, cisaillées et fortement oxydées se trouvent à proximité de zones de cisaillement et sont possiblement associées à la circulation de fluides dans ces structures. Par exemple, l’échantillon 2016-AB-1162B, associé à une zone de cisaillement NE-SW dans la partie nord de la CRVHE, est composé de 1 à 5 % de pyrite-pyrrhotite disséminées ou en amas dans un mudrock encaissé dans des basaltes. Il titre 77 ppb Au et 5,35 % S. L’échantillon 2016-SB-4164D (257 ppb Au et 4,01 % S) provient d’une zone rouillée diffuse et discontinue (10 sur 40 cm d’épaisseur) dans un basalte cisaillé. Elle est caractérisée par une minéralisation de pyrite-pyrrhotite disséminées et en amas. Des valeurs cuprifères significatives à anomales, incluant l’indice Lac Léran-Sud (0,54 % Cu), ont été identifiées dans des basaltes fracturés et altérés le long d’une zone de cisaillement E-W dans la partie est de la CRVHE (Zone 4). 

Minéralisation aurifère filonienne

Les zones de cisaillement représentent des contrôles importants pour les veines de quartz qui peuvent être porteuses de minéralisations aurifères. On observe en effet une forte association entre les minéralisations filoniennes et celles liées aux zones de déformation, les fluides hydrothermaux ayant été canalisés le long des mêmes structures fragiles-ductiles. C’est le cas de l’indice Norducan, un indice d’or-cuivre de type filonien (6,8 ppm Au et 2 % Cu) associé à la Zone de cisaillement du Lac Banane d’orientation NE-SW (Zone 3). L’indice est encaissé dans un basalte métamorphisé injecté de 10 % de veines et de veinules de quartz. La minéralisation (pyrrhotite ± chalcopyrite) est disséminée, en stockwerk ou en fines lentilles dans les zones cisaillées où elle est associée aux veines et veinules de quartz. L’indice Lac Harbour Sud, situé le long de la Zone de cisaillement du Lac Harbour, en est un autre exemple. On y observe des veines de quartz minéralisées (5,28 à 6,16 g/t Au) au sein d’un gabbro mylonitisé, silicifié, chloritisé et par endroits épidotisé (Francoeur et Chapdelaine, 1995; Cuerrier, 1997).

Minéralisation aurifère associée aux formations de fer

On trouve des minéralisations aurifères encaissées dans des formations de fer dans une zone fortement plissée de la CRVHE (Zone 5). Les niveaux de formation de fer rubanée à silicates se distinguent par leur forte signature magnétique. Le litage irrégulier est plissé de façon erratique et montre une alternance de lits clairs cherteux et de lits sombres à grunérite et grenat. La zone minéralisée se trouve au cœur des plis. Elle consiste en pyrrhotite et en pyrite qui coexistent avec la magnétite. La pyrite est soit colloforme, soit constituée de cristaux automorphes à subautomorphes, ces derniers résultant d’une altération rétrograde de la pyrrhotite. L’échantillon 2016-ML-5040A a donné 55 ppb Au et 10,9 % S.

Nouvelle minéralisation à Ag-Au

En dehors de la CRVHE, le contact entre les sous-provinces d’Opinaca et de La Grande correspond à un métallotecte important bien connu pour les minéralisations aurifères. C’est notamment le cas de la mine Éléonore, située à la limite SW de l’Opinaca. Ce contact est difficile à identifier dans la région à l’étude, mais des minéralisations aurifères ont été observées le long du contact présumé, dont l’indice Éch. S716716 avec 1,39 ppm Au dans le Complexe de Laguiche. Dans la Formation de la Rivière Salomon, au nord du contact, l’échantillon 2016-FT-3056E correspond à une veine de quartz contenant des porphyroblastes de grenat localisée au contact d’une injection granitique et d’un paragneiss coupé par une intrusion ultramafique. Cet échantillon a rapporté une valeur anomale en or (182 ppb). Toujours le long de ce même contact, l’échantillon 2016-FT-3087B, prélevé dans une zone (5 m x 1 m) à sulfures oxydés en périphérie d’un paragneiss migmatitisé coupé par une injection granitique, titre 4 ppm Ag, 45 ppb Au et 18,7 % S.

Nouvelle minéralisation de Mo

La Suite de Des Antons se trouve à la limite des feuillets 23D13 et 33A16. Ce granite massif à biotite et magnétite contient localement du grenat et de l’orthopyroxène, et présente de nombreuses enclaves de paragneiss et de métatexites. L’indice Lac Emmanuel (échantillon 2016-ML-5003C) est localisé au SE du lac Emmanuel, dans le feuillet 23D13. La zone minéralisée, en bordure du pluton, consiste en une zone de 2 cm à 2 dm contenant environ 5 % de molybdénite (1,65 % Mo) dans un granite à grain moyen à grossier, à biotite et magnétite.

Des pegmatites lithinifères en bordure de la ceinture

Un bloc de pegmatite à spodumène (cristaux centimétriques à décimétriques), tourmaline, muscovite et grenat (2016-AB-1220) a été échantillonné dans la CRVHE. Un échantillon choisi (2016054398) a donné des valeurs indicielles de 1,21 % Li (2,6 % LiO₂) et des valeurs anomales en Be (247 ppm), Ta (101 ppm), Nb (92,4 ppm), Cs (261 ppm) et Sn (54 ppm). La source probable de ces blocs serait la Suite de Wahemen localisée au nord de la séquence volcanique. Cette unité de plus de 100 km de long est composée de granite et pegmatite hyperalumineux de type S à muscovite, biotite, grenat, tourmaline, magnétite et apatite. Elle constitue une cible de premier choix pour la recherche des métaux rares (Li, Be, Ta) en raison notamment de sa proximité avec une ceinture de roches volcano-sédimentaires d’âge archéen. La CRVHE contient déjà l’indice Pegmatite Ruby Hill West (2,19 % Li; Frappier-Rivard, 2017). Elle correspond possiblement au prolongement de la ceinture de roches vertes de la Moyenne et de la Basse-Eastmain (CRVMBE), aux abords de laquelle se trouve le gîte Cyr-Lithium, ou encore du Groupe du Lac des Montagnes qui contient le gîte de Whabouchi.

Les diamants du Québec

La région à l’étude est bien connue pour la présence des minéralisations diamantifères. L’une d’elles a été exploitée à la mine Renard, maintenant fermée. Neuf cheminées (indices Renard-1 à Renard-10) et dykes kimberlitiques (Lynx, Lynx Nord, Lynx Sud et Hibou) ont été répertoriés dans ce secteur. Des ressources indiquées de 30,2 millions de carats et des ressources présumées de 13,3 millions de carats ont été calculées (Godin et al., 2016) à l’intérieur d’une aire de 12 km² regroupant ces intrusions. 

Problématiques à aborder dans le cadre de futurs travaux

Malgré l’âge de cristallisation du Pluton de Chiyaaskw (2746 Ma; sans âge hérité), il est fort probable que cette masse intrusive représente aussi un socle mésoarchéen à néoarchéen polyphasé de type TTG au même titre que le Complexe de Misasque. Cette hypothèse doit cependant être confirmée par davantage de données géochronologiques. Elle repose sur les observations suivantes :

• Le Pluton de Chiyaaskw présente une signature magnétique relativement uniforme comparable à celle des autres socles TTG de la région;
• Il est localisé au cœur du Dôme anticlinal de l’Île Bohier, sous les roches volcaniques du Groupe de René;
• Ce massif comprend une grande diversité de roches intrusives (tonalite, diorite quartzifère, diorite, granite);
• Les recoupements au sein de cette masse intrusive sont communs et complexes. Il s’agit d’une unité polyphasée;
• Les échantillons de roches analysés du pluton se projettent tous dans le champ TTG du diagramme géochimique ternaire 2*A/CNK-Na₂O/K₂ O-2*FMSB de Laurent et al. (2014).

La position du contact entre les sous-provinces de La Grande et d’Opinaca, au nord de la région à l’étude, est toujours sujette à interprétation. Plusieurs éléments peuvent être utilisés pour définir cette limite, telles l’existence des zones de cisaillement majeures d’Orillat et de Pradier, la proportion de mobilisat, la présence d’orthopyroxène dans les paragneiss qui marque un contraste métamorphique, l’absence des tonalites de la Suite de Joubert de la Sous-province de La Grande au sud du contact présumé et les différences de signatures géophysiques. Bien qu’à l’échelle de la carte, ces facteurs semblent bel et bien indiquer un changement d’environnement important, il est plus difficile de conclure dans le détail. Cette difficulté met en lumière un problème plus général, soit l’absence de critères bien définis pour situer les limites de la Sous-province d’Opinaca, un problème qui devra être réglé lors d’une future synthèse.

Au sud, le secteur attribué ici à la Sous-province d’Opatica est plutôt associé à la Sous-province de La Grande dans certains rapports récents. Au cours de ce projet, peu de preuves ont permis d’associer ce secteur à l’une ou l’autre de ces sous-provinces et son assignation historique à la Sous-province d’Opatica a ainsi été maintenue. Toutefois, plusieurs chercheurs rattachent maintenant la CRVHE aux roches volcaniques de la Sous-province de La Grande, notamment à la ceinture de roches vertes de la Moyenne et de la Basse-Eastmain (CRVMBE; Moukhsil et al., 2003) localisée à proximité de la rivière Eastmain, à l’extrême ouest de la région d’Eeyou Istchee Baie-James. Malgré le nom, la continuité géographique et géophysique apparente et des âges généralement comparables, aucun lien génétique ne permet jusqu’à présent de lier ces deux ceintures de roches vertes. Toutefois, les travaux de Beauchamp et al. (2018) et de Beauchamp (2020) ont permis de prolonger la CRVHE vers l’ouest, alors que Côté-Roberge et al. (2021) ont étendu la CRVMBE vers l’est dans les feuillets 33B02 et 33B07. Il est ainsi fort tentant de réunir ces deux entités au sein de la Sous-province de La Grande. Cette tendance est appuyée par les travaux de Bandyayera et al. (2023) dans le feuillet 32P13, plus au SW, qui ont prolongé la ceinture du Lac des Montagnes et les limites de la Sous-province de La Grande vers l’est. De plus, à la suite d’une campagne de cartographie dans les feuillets 33A03 et 33A06, à l’ouest de la région à l’étude, Chartier-Montreuil et Saint-Laurent (2024) ont assigné la CRVHE, le Complexe de Misasque, le Pluton de Chiyaaskw et la Suite de Wahemen à la Sous-province de La Grande. Leurs conclusions reposent sur la continuité des schémas stratigraphique, structural et magnétique entre les roches du La Grande du sud de l’Opinaca et les roches associées à la CRVHE. Une synthèse visant une refonte des limites des sous-provinces dans cette portion d’Eeyou Istchee Baie-James devrait être réalisée pour uniformiser le tout.

À l’est de la région à l’étude, les données cartographiques récentes sont rares. Un futur levé géologique dans la région contribuerait à mieux définir le prolongement vers l’est de la Sous-province d’Opinaca. Elle permettrait aussi de comparer les roches volcaniques des formations de Soulard et de Courcy, situées à moins d’une centaine de kilomètres des limites actuelles de la CRVHE, avec les roches de cette dernière. Finalement, l’étude des roches métasédimentaires en enclaves dans la Suite de Wahemen permettrait de les assigner à une unité particulière, voire à créer une nouvelle unité métasédimentaire de transition. La présence de telles unités autour de la Sous-province d’Opinaca est de plus en plus reconnue et représente un élément crucial pour l’interprétation géologique du secteur.

Remerciements :

Les auteurs de ce Bulletin géologique tiennent à remercier les personnes qui ont participé à ce projet pour leur contribution et leur enthousiasme lors des travaux de terrain. Nommément, mentionnons les géologues Simon Bourassa, Maxine Létourneau, Audrey Nolet-Regaudie, Mireille Pelletier, Frédéric Roberge, Antoine Soucy-Fradette et Joëlle Thiboutot-Goyette ainsi que les étudiants Antoine Archambault, Ariane Chourot, Sandrine Dufour, Richard Jean-Tremblay, Laurence Gagnon, Sulayman Hosna, Valentin Kremer, Mahdi Lakhal, Kloé Langlois-Rioux, David-John Peace et Stéphanie Robert. Ces personnes ont participé aux travaux de terrain tout l’été. Nous remercions spécialement Hanafi Hammouche, dont l’expérience et les multiples conseils ont constitué un précieux atout pour la conduite du projet. Karine Allard, Stéphane Beauséjour et Johanne Jobidon ont participé à la réalisation des cartes et des figures. Ils trouveront ici notre profonde reconnaissance et nos vifs remerciements pour leur travail de grande qualité.

Références

Publications du gouvernement du Québec

Autres publications