Synthèse géologique de la Sous-province de Nemiscau, Eeyou Istchee Baie-James, Québec, Canada

Daniel Bandyayera et Emmanuel Caron-Côté, Rocío Pedreira Pérez, Myriam Côté-Roberge, William Chartier-Montreuil
BG 2021-03
Publié le  

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

À la UNE
L’Essentiel

La synthèse de la Sous-province de Nemiscau a permis de mettre à jour ses limites, de produire une carte géologique uniformisée ainsi qu’un schéma stratigraphique. La Sous-province de Nemiscau est essentiellement métasédimentaire. Elle est située à l’est de la baie James. Elle représente la jonction entre les sous-provinces de La Grande, au nord, et d’Opatica, au sud, qui sont séparées par des zones de cisaillement, dont les plus importantes sont celles de la Basse-Eastmain, de Rupert, de Causabiscau, de Colomb-Chaboullié et de Lucky Strike. La Sous-province de Nemiscau est depuis longtemps considérée comme étant l’extension vers l’ouest de la Sous-province métasédimentaire d’Opinaca, ces sous-provinces étant reliées par la bande volcanique du lac des Montagnes (Card et Cisielski, 1986; Card, 1990;  Hocq, 1994; Percival, 2012; Gigon et Goutier, 2017). Elle incluait aussi le Terrain plutonique du Lac Champion et était amputée de sa partie SE, interprétée comme un domaine gneissique du terrain septentrional de l’Opatica (Opatica NW-2; Hocq, 1994).

Les nouveaux résultats de cartographie et de compilation géologiques (Moukhsil, 2000; Moukhsil et al., 2001; Moukhsil et Legault, 2002; Bandyayera et Daoudene, 2017; 2018a; 2018b; Bandyayera et Caron, 2019), couplés avec les traitements de levés géophysiques récents (Cleven et al., 2020; D’Amours, 2011a, 2011b, 2011c, 2012), permettent de conclure que : 1) le Nemiscau est une sous-province distincte non reliée à l’Opinaca; 2) la bande du lac des Montagnes constitue une extension vers le sud de la Ceinture de la Basse et de la Moyenne Eastmain; par conséquent, elle fait partie intégrante de la Sous-province de La Grande; et 3) la Formation d’Auclair est intimement associée et restreinte à la Ceinture de la Basse et de la Moyenne Eastmain.

Dans le cadre de cette synthèse, les domaines de roches métasédimentaires rattachés au Nemiscau ou à l’Opatica depuis les années 1990 ont été revus et corrigés comme suit : 1) le Terrain du lac Champion fait désormais partie de la Sous-province de La Grande, et non du Nemiscau; et 2) le domaine Opatica NW-2 constitue plutôt une extension du Nemiscau vers le SE.

Les résultats de travaux de cette synthèse permettent de subdiviser la Sous-province de Nemiscau en trois domaines essentiellement métasédimentaires : 1) le Domaine Nemiscau-nord, 2) le Domaine Nemiscau-centre et 3) le Domaine Nemiscau-sud.

Dans cette synthèse, l’interprétation de données géologiques, structurales et métamorphiques suggère que la mise en place de la Sous-province du Nemiscau est associée à un contexte géotectonique en extension, suivi de la formation d’un rift suite à la montée d’un panache mantellique au-dessus d’un manteau lithosphérique et sous le bloc crustal formé par le socle mésoarchéen La Grande-Opatica. Ce contexte géologique du Nemiscau est favorable à la mise en place de différents types de minéralisations aurifères et polymétalliques, de minéralisations magmatiques de Ni-Cu ± EGP, ainsi qu’aux minéralisations de métaux rares, critiques et stratégiques associées aux pegmatites granitiques blanches. Les minéralisations aurifères et polymétalliques de type sulfures massifs volcanogènes, dont la zone minéralisée de Marcaut, sont étroitement associées aux unités mafiques et aux volcanoclastites felsiques à intermédiaires du Groupe de Colomb-Chaboullié (Domaine Nemiscau-sud).

Les minéralisations aurifères de type orogénique sont observées un peu partout dans le Nemiscau. Les plus importantes se trouvent en bordure du Domaine Nemiscau-nord, à proximité des zones de cisaillement de la Basse-Eastmain et de Causabiscau, et dans le Domaine Nemiscau-sud, dans un couloir de déformation qui comprend la zone de cisaillement de Colomb. Ces minéralisations aurifères, localement argentifères et cuprifères, sont généralement encaissées dans des veines de quartz-carbonate ± tourmaline qui sont contrôlées par des zones de cisaillement. En plus des altérations potassiques et carbonatées typiques des environnements des minéralisations d’or orogénique, les roches encaissantes sont aussi affectées par l’albitisation, la chloritisation, la tourmalinisation et l’épidotisation.

Les minéralisations magmatiques de Ni-Cu ± EGP sont associées aux intrusions mafiques et ultramafiques du Groupe de Colomb-Chaboullié, localisées le long de la Zone de cisaillement de Colomb, qui marque la limite entre les sous-provinces d’Opatica (socle plutono-gneissique) et de Nemiscau (bassin volcano-sédimentaire). Elles sont constituées de minéralisations de Ni-Cu dominants (p. ex. gîte Horden) et de minéralisations à EGP dominants (p. ex. zone minéralisée de Tague). Ces dernières sont généralement encaissées dans des intrusions mafiques (gabbronorite).

Les minéralisations en métaux rares, critiques et stratégiques telles que le Li, le Nb, le Ta, le Be, etc., sont associées aux pegmatites granitiques blanches de type S et peralumineuses. Les zones minéralisées connues en ces métaux sont observées dans les intrusions de la Suite de Causabiscau qui coupent les paragneiss du Complexe de Jolicoeur (zones minéralisées de Cyr et Cyr-Lithium) ou dans des basaltes (Lac Masayaqui). Des teneurs anomales en ces métaux sont aussi répertoriées à travers le Nemiscau.
 

 

Méthode de travail

La Sous-province de Nemiscau a été cartographiée en utilisant la méthode établie pour les levés effectués dans les milieux isolés avec quelques accès routiers. Des travaux de cartographie géologique à l’échelle 1/50 000 couvrant le nord et l’est du Nemiscau-nord, la partie orientale du Nemiscau-centre et les trois-quarts du Nemicau-sud, ont été réalisés de façon systématique par des cheminements espacés de ~0,5 à 1 km, ainsi que par des séries de sauts en hélicoptère dans les secteurs où les affleurements étaient rares. Les travaux de terrain ont été réalisés par une équipe de six géologues et de six étudiants au cours des étés 2015, 2016, 2017 et 2019. Les travaux de cartographie antérieurs du Ministère réalisés dans le Complexe de Jolicoeur (Nemiscau-nord) ont été pris en compte dans la réinterprétation de la carte géologique, en particulier ceux des années 1970 et 2000. L’interprétation géologique du secteur sud du Nemiscau-nord, du secteur ouest du Nemiscau-centre et du Nemiscau-sud, est basée sur la compilation des levés géologiques à l’échelle 1/250 000 des années 1970 et des levés géophysiques récents datés de 2011 à 2012. Une partie de la réinterprétation structurale du Nemiscau s’appuie enfin sur le traitement et l’analyse de données géophysiques de la région d’Eeyou Istchee Baie-James de Cleven et al. (2022).

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

Données et analyses
ÉlémentNombre
Affleurement décrit (géofiche)2764 affleurements
Analyse lithogéochimique totale420 échantillons
Analyse lithogéochimique des métaux d’intérêt économique128 échantillons
Analyse géochronologique10 échantillons
Lame mince standard550
Lame mince polie50
Coloration au cobaltinitrite de sodium150
Fiche du lexique stratigraphique18
Fiche du lexique structural21
Fiche de substances métalliques51

 

 

Travaux antérieurs

Le tableau ci-dessous présente une liste des travaux réalisés dans le secteur à l’étude depuis 1962. 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 travauxContribution
Bandyayera et Daoudene, 2017; 2018a; 2018b; Bandyayera et Caron-Côté, 2019Cartographie géologique à l’échelle 1/50 000Projet Rupert : géologie de la région des lacs Rodayer, Nemiscau, Champion et des Montagnes
Moukhsil, 2000; Moukhsil et al., 2001; Moukhsil et Legault, 2002Cartographie géologique à l’échelle 1/50 000Géologie de la bande volcano-sédimentaire de la Basse et Moyenne-Eastmain

Moukhsil et al., 2003, 2007

Synthèse géologique et métallogéniqueGéologie et métallogénie de la Ceinture de roches vertes de la Moyenne et de la Basse-Eastmain
Dubé, 1975; Franconi, 1976Cartographie géologique à l’échelle 1/50 000Première reconnaissance géologique de la région du lac Bechard et de la Bande volcano-sédimentaire de la rivière Eastmain inférieure (partie est)
Carlson, 1962; Ciesielski, 1975; Gillain 1964, 1965; Remick, 1963; Valiquette, 1963, 1975Cartographie géologique à l’échelle 1/63 360Première reconnaissance géologique de la région des lacs Pivert, Giffard, Naquiperdu, Colomb-Chabouillé-Fabulet, des Montagnes et de la rivière Nemiscau

Franconi, 1975, 1978; Dubé, 1976

Cartographie géologique à l’échelle 1/100 000Première reconnaissance géologique de la région des rivières Eastmain inférieure, Rupert et Marte

Remick et Ahmedali, 1974

Cartographie géologique régionale à l’échelle 1/250 000Première reconnaissance géologique de la région de Fort Rupert (feuillets 32M et 32N)
Beausoleil et Doucet, 2011a, 2011bCompilation géologique à l’échelle 1/50 000Géologie des régions de l’île d’Herbomez (feuillet 32M02) et de la rivière Natouacamisie (feuillet 32M01)
Dubé, 1978Compilation géologique à l’échelle 1/100 000Géologie de la région des lacs Champion, Tésécau et de la rivière Rupert
Dubé et al., 1976Compilation géologique à l’échelle 1/250 000Géologie du territoire de la Baie-James
D’Amours, 2011a, 2011b, 2011c, D’Amours et Intissar, 2012; Dion et Lefebvre, 1998Levés géophysiquesLevés aériens magnétiques couvrant la Baie-James (sous-provinces de Nemiscau, d’Opatica, de La Grande et d’Opinaca)
David, 2018a, 2018b; Davis et al., 2014Étude géochronologiqueDatations U-Pb dans la Province du Supérieur
Brooks et al., 1979Étude géochronologique et géochimiqueGéochimie et géochronologie du massif de Duxbury, région de la rivière Eastmain inférieure
Lamothe, 2007, 2008a, 2008b; Lapointe, 2008Évaluation du potentiel minéralPotentiel minéral de la Baie-James
Gauthier et Larocque, 1998Étude métallogéniqueÉtude des minéralisations de la Basse et de la Moyenne Eastmain
Cleven, 2017, Cleven et al., 2020Étude universitaireÉtude et interprétation géophysique et structurale de la Baie James (sous-provinces de La Grande, d’Opinaca et de Nemiscau)
Galloway et al., 2017, 2018Étude universitaireÉtude stratigraphique, géochimique et métallogénique de la Ceinture de Colomb-Chaboullié
Tague et al., 2017, 2018Étude universitaireCaractérisation pétrologique et géochimique des intrusions mafiques et ultramafiques de la Ceinture de Colomb-Chaboullié
Pedreira Pérez et al., 2018, 2019, 2020Étude universitaireÉtude structurale, métamorphique, géochimique et géochronologique du secteur sud-est de la Sous-province de Nemiscau
Tremblay et al., 2011Étude universitaireGéochimie des sols dans la région de la rivière Pontax
Lamarche et Dubé-Loubert, 2018; Lamarche et al., 2018aGéologie des dépôts de surfacePotentiel minéral et cartographie de la région de Nemaska et du lac Evans
Lamarche et Daubois, 2017; Lamarche et al. 2018b, 2018cGéologie des dépôts de surfaceÉtude géohimique et minéralogique de sédiments glaciaires et fluvioglaciaires de la région de Nemiscau
Dubé, 1974Géochimie de sédiments de ruisseauLevé géochimique de sédiments de ruisseau dans la région du lac Champion
Beaumier et Kirouac, 1996Géochimie de sédiments de fond de lacSérie de carte géochimique de sédiments de fond de lac dans la région du lac Nemiscau (feuillet 32N)

 

Subdivisions de la Sous-province de Nemiscau

Les résultats de travaux de synthèse permettent de subdiviser la Sous-province de Nemiscau en trois domaines essentiellement métasédimentaires : 1) le Domaine Nemiscau-nord, 2) le Domaine Nemiscau-centre, et 3) le Domaine Nemiscau-sud (voir figure ci-dessous). Dans tous ces domaines, le Nemiscau comprend un socle gneissique migmatitisé, une séquence métasédimentaire faiblement à fortement migmatitisée, un ensemble de migmatites (métatexite et diatexite) à trames de paragneiss divers (à biotite ± hornblende; à grenat ± staurotide ± andalousite ± cordiérite ± sillimanite; à orthopyroxène-biotite-grenat), une séquence volcano-sédimentaire amphibolitisée, localisée en bordure du socle gneissique et dans les zones de contact avec les sous-provinces voisines, des intrusions de granitoïdes syncinématiques à post-tectoniques et de grandes étendues de pegmatite blanche à muscovite-grenat.

BG 2021-03 – Nemiscau

Nemiscau-nord

Au nord, la limite du Nemiscau-nord suit les contacts de la bande volcanique de la rivière Eastmain inférieure (Franconi, 1978), dont il est séparé par la Zone de cisaillement de la Basse-Eastmain. Au sud, le domaine Nemiscau-nord est bordé par la Zone de cisaillement de Rupert. La limite septentrionale du Domaine Nemicau-nord suit en partie la Zone de cisaillement de Causabiscau. Le Domaine Nemiscau-nord est dominé par la séquence métasédimentaire du Complexe de Jolicoeur, le socle de masses intrusives multiphasées de tonalite et de granodiorite (Complexe de Rivière au Mouton), et des masses intrusives syncinématiques à tarditectoniques (Suite de Coignan, Pluton de Kapiwak, Suite de Causabiscau).

Le Nemiscau-nord se démarque des autres domaines métasédimentaires du Nemiscau par 1) son grain structural nettement orienté NE, en particulier dans sa moitié nord; 2) un socle gneissique migmatitisé et affecté par plusieurs épisodes de plissement; 3) un gradient métamorphique qui passe du faciès supérieur des schistes verts, au nord, au faciès des granulites, au sud. Sa partie centrale coïncide avec une anomalie pseudogravimétrique proéminente, orientée E-W, qui chapeaute la plus importante suite de leucogranite du Nemiscau, la Suite de Coignan, ceinturée par les roches les plus migmatitisées du Complexe de Jolicoeur (métatexites et diatexites). Les âges les plus anciens du Nemiscau-nord proviennent du Complexe de Rivière au Mouton, et s’étalent sur un intervalle de 2825 Ma à 2709 Ma (Davis, 2021); ce qui laisse supposer que les gneiss tonalitiques de ce complexe constituent un socle rocheux sur lequel s’est déposée la séquence sédimentaire du Complexe de Jolicoeur. Les données géochronologiques montrent que le Complexe de Jolicoeur a été formé au cours d’au moins deux épisodes de sédimentation : le premier est plus vieux que 2729 Ma, et le deuxième est compris entre 2709 Ma et 2697 Ma. Le Complexe de Jolicoeur a également subi quatre épisodes de métamorphisme (M1 ≥ 2729 Ma, M2 = 2729 Ma à 2680 Ma, M3 = 2697 Ma à 2668 Ma et M4 = 2668 Ma à 2480 Ma), dont le deuxième (M2) a culminé avec la formation des diatexites datées entre 2697 Ma et 2688 Ma (Beauchamp, 2018; David, 2018b; David, 2020; Davis, 2021).

Le coin NE du Nemiscau-nord contient les unités les mieux préservées et les moins métamorphisées du Complexe de Jolicoeur, dans lesquelles on observe une forte concentration de zones minéralisées aurifères de type orogénique.   

Nemiscau-centre

Près du quart (24 %) du Domaine Nemiscau-centre est formé du Complexe de Rupert, dont les premières descriptions lithologiques proviennent des travaux de Remick (1963) et Gillain (1965). Le nom de « Groupe de Rupert » a été introduit au début des années 2000 lors des travaux de compilation dans le Système d’information géominière (SIGÉOM) pour décrire l’ensemble des roches métasédimentaires de la Sous-province de Nemiscau, à laquelle était aussi associée la Ceinture du Lac des Montagnes (Card et Cisielski, 1986; Card, 1990; Hocq, 1994). Bandyayera et Daoudene (2018) ont formalisé cette unité et l’ont renommée « Complexe de Rupert » en raison de la nature variée (métamorphique et ignée) de cet ensemble. Les résultats de données géologiques, structurales, métamorphiques et géophysiques de cette synthèse, ainsi que ceux de Pedreira et al. (2019) et de Pedreira et al. (2020), montrent que la Ceinture du Lac des Montagnes ne fait pas partie du Nemiscau; elle a donc été intégrée à la Sous-province de La Grande. Les roches métasédimentaires de la Formation de Voirdye de cette ceinture volcano-sédimentaire se distinguent par l’omniprésence de structures primaires sédimentaires, l’abondance des roches sédimentaires à assemblages de minéraux métamorphiques (p. ex. biotite-sillimanite-cordiérite) et la rareté des roches sédimentaires migmatitisés (<1 % de cette unité), similaires aux assemblages des séquences sédimentaires du Groupe d’Eastmain (Sous-province de La Grande; Bandyayera et Caron-Côté, 2019). À l’opposé, le Complexe de Rupert est formé à 95 % de migmatites (diatexite et métatexite) et les assemblages de minéraux métamorphiques tels que ceux à sillimanite-cordiérite des paragneiss migmatitisés sont généralement absents.

Le Domaine Nemiscau-Centre est limité, au nord, par la Zone de cisaillement de Rupert, et au sud, par la Zone de cisaillement de Naquiperdu. Dans la moitié orientale de ce domaine, la Zone de cisaillement de Rupert trace le contact entre les sous-provinces de La Grande et de Nemiscau.

Le Nemiscau-centre se distingue du reste du Nemiscau par : 1) un grain structural orienté E-W; 2) une forte anomalie magnétique positive à texture rubanée, continue sur 180 km de longueur et jusqu’à 15 km de largeur, qui surplombe l’ensemble de diatexites au faciès des granulites assignées au Complexe de Rupert (unité nAru5); 3) la présence d’importantes bandes plurikilométriques d’amphibolite dérivée de basalte, au sein de la séquence métasédimentaire du Complexe de Rupert.

Le Domaine Nemiscau-centre est formé à 80 % de diatexites du Complexe de Rupert et, en moindres proportions, un socle formé de gneiss tonalitique, de tonalite et de granodiorite (Complexe de Wettigo) ainsi que des masses de roches intrusives syntectoniques à tarditectoniques (suites de Marte, de Simiyan, de Mezières, de Masayuqui). Au cœur du Nemiscau-centre, on observe des dômes gneissiques de type TTG (Complexe de Wettigo; gneiss tonalitique, tonalite et granodiorite foliées) généralement migmatitisés, qui émergent au milieu des diatexites du Complexe de Rupert, et dont l’âge présumé est mésoarchéen. Un âge U-Pb sur zircon de la diatexite du Complexe de Rupert de 2688,3 ±4,7 Ma (David, 2020) est interprété comme étant l’âge de la migmatitisation de la séquence sédimentaire et, par conséquent, celui du pic métamorphique régional (Pedreira et al., 2020).

Nemiscau-sud

Le Domaine Nemiscau-sud est séparé du Domaine Nemiscau-centre par la Zone de cisaillement de Naquiperdu. Au sud, il est délimité d’est en ouest de la Sous-province d’Opatica par les zones de cisaillement de Lucky Strike, de Colomb et de Nottaway. La Zone de cisaillement de Colomb suit le contact entre l’Opatica et la Ceinture de Colomb-Chaboullié, cette dernière représentant la plus veille ceinture volcano-sédimentaire de Nemiscau (2760 à 2756 Ma; David, 2018a). En dehors de la Ceinture de Colomb-Chaboullié, le Domaine Nemiscau-sud est caractérisé par une faible susceptibilité magnétique à texture isotrope chagrinée. Il est constitué, à l’est, par le Complexe de Ginguet dominé par des unités de diatexite et le Pluton de Tésécau. Au centre et à l’ouest, on observe le Complexe de Rupert dominé par des paragneiss migmatitisés et des métatexites et, en moindre proportion, des diatexites; l’ensemble est injecté par la Suite de Mezières. À l’extrême-SW, au sud de la Zone de cisaillement de Nottaway, une unité de diatexite a été interprétée à partir de la carte aéromagnétique et de données de compilation des travaux des années 1960 (Gillain et Remick, 1963). 

 

Lithostratigraphie

 

Cette section sur la lithostratigraphie offre une description sommaire des unités lithostratigraphiques de la Sous-province de Nemiscau. Les unités sont présentées en fonction du type de lithologie, de leur répartition spatiale et de leur chronologie relative. Une description plus détaillée est disponible dans le Lexique stratigraphique via les hyperliens ci-dessous.

La chronologie relative de mise en place des unités est illustrée dans le schéma stratigraphique ci-dessous qui tient compte des relations de recoupement décrites sur le terrain ou interprétées à partir des cartes aéromagnétiques. Le schéma est accompagné d’une échelle de temps répertoriant les âges des unités déterminés à partir de données géochronologiques U-Pb disponibles, ainsi que les principaux épisodes d’activité magmatique, de sédimentation, de métamorphisme et de migmatitisation. La dimension des unités représentées sur le schéma respecte approximativement les superficies relatives en carte.

 

 

Socle gneisso-plutonique mésoarchéen à néoarchéen

Les plus vieilles roches, qui constituent la base stratigraphique de la Sous-province de Nemiscau, sont associées aux complexes de Wettigo et de Rivière au Mouton. Ces complexes forment un socle gneisso-plutonique mésoarchéen à néo-archéen de type TTG (tonalite-trondhjémite-granodiorite) mis en place entre 2825 Ma et 2709 Ma.

Le Complexe de Wettigo (mAwti) est constitué de dômes fortement magnétiques qui émergent au milieu d’une bande de diatexites (Complexe de Rupert) du Domaine Nemiscau-centre. Le Complexe de Wettigo regroupe un ensemble de roches plutono-gneissiques de composition généralement tonalitique à granodioritique et, plus localement, dioritique ou granitique (nAwti1), contenant des métatexites (mAwti1a) et des diatexites (mAwti1b) dérivées de roches tonalitiques à dioritiques. Il contient également des unités de granodiorite à pyroxène et à hornblende (mAwti2) et un ensemble de tonalite et granodiorite à pyroxène et à hornblende (mAwti3). L’âge mésoarchéen des gneiss tonalitiques (mAwti1) qui le composent est estimé à partir des âges des tonalites gneissiques du Complexe de Champion (2815,8 ±3 Ma; David, 2020) et du Pluton du Lac Rodayer (2820 +6/-3 Ma; Davis et al., 1994), localisés respectivement au nord et au sud des dômes plutoniques assignés au Complexe de Wettigo. La foliation subhorizontale observée au centre du Complexe de Wettigo, les foliations de sens opposés situés le long des bordures montrant une forme convexe vers le haut ainsi que la forme oblongue du champ magnétitique résiduel appuient l’interprétation selon laquelle il s’agit de dômes exposés dans des fenêtres au cœur d’anticlinaux, et sur lesquels se sont déposées les roches supracrustales du Complexe de Rupert.

Le Complexe de Rivière au Mouton (nAirn) est essentiellement exposé à l’ouest du Domaine Nemiscau-nord, le long d’un contact cisaillé (Zone de cisaillement de la Basse-Eastmain) avec la bande de roches vertes de la Basse-Eastmain (BVREI). Il émerge aussi au sein du Complexe de Jolicoeur, au cœur d’une série de plis replissés et de structures anticlinales. Il est constitué d’un ensemble de tonalite et de granodiorite, généralement foliées à gneissiques, hétérogènes et migmatitisées (nAirn1), de granodiorite (nAirn2) et d’un ensemble de granodiorite, de granite et de pegmatite (nAirn3). Ce dernier ensemble est généralement riche en magnétite et en titanite, massif à faiblement déformé, et pourrait être relié à une activité magmatique tardive qui a affecté le Domaine Nemiscau-nord. L’âge de mise en place de ces unités se situe entre 2825 Ma et 2709 Ma (Davis, 2021). Ces âges sont plus vieux que ceux des roches volcaniques adjacentes de la Formation de Komo, qui appartient à la BVREI, et dont les âges sont compris entre 2703 Ma et 2705 Ma (Moukhsil et al., 2001). Le Complexe de Rivière au Mouton est ainsi interprété comme un socle néo-archéen sur lequel s’est déposée la séquence supracrustale du Complexe de Jolicoeur.

Roches volcaniques néoarchéennes

La Sous-province de Nemiscau contient deux ensembles importants de roches volcano-sédimentaires : 1) le Groupe de Colomb-Chaboullié, localisé sur la marge sud du Nemiscau, en contact tectonique (Zone de cisaillement de Colomb) avec le Pluton du Lac Rodayer, et 2) la Formation de Peat, localisée sur la marge nord du Domaine Nemiscau-centre, en contact tectonique (Zone de cisaillement de Rupert) avec le Complexe de Champion (Sous-province de La Grande).

Le Groupe de Colomb-Chaboullié (nAcch) est constitué à sa base de roches volcaniques mafiques (nAcch1), intermédiaires (nAcch2) et volcanoclastiques (nAcch3), comprenant des filons-couches mafiques (nAcch4) et ultramafiques (nAcch5), et surmontées au sommet par une séquence de formation de fer et de quartzite rubanés (nAcch6), de paragneiss à biotite et à hornblende (nAcch7) et de conglomérat polygénique (nAcch8). Les affleurements de basalte coussiné bien préservé sont caractérisés par la présence de textures vésiculaires et amygdalaires concentrées localement au sommet des coussins, ainsi que par la présence de pédoncules à la base des coussins basaltiques ou des basaltes andésitiques. Deux datations réalisées sur les échantillons de roches volcanoclastiques ont fourni des âges de 2760,3 ±6,4 Ma et de 2756,8 ±4,4 Ma (David, 2018a), ce qui fait de la Ceinture de Colomb-Chaboullié la plus vieille ceinture volcano-sédimentaire du Nemiscau. Ces âges sont comparables à ceux récoltés au milieu de l’Opatica dans la Ceinture de Frotet-Evans (2755,5 ±0,9 Ma; Bandyayera et Sharma, 2001), et se révèlent relativement plus vieux que ceux du premier cycle volcanique de la Basse et de la Moyenne-Eastmain (2752 à 2739 Ma; Moukhsil et al., 2003). Des âges d’héritage qui varient de 2780 Ma à 3120 Ma laissent supposer que le Groupe de Colomb-Chaboullié se serait déposé sur un socle archéen représenté par le Pluton du Lac Rodayer (2820 Ma; Davis et al., 1994).

La Formation de Peat (nApea) comprend une unité de basalte et de basalte andésitique amphibolitisés (nApea1), à la base, et une unité de volcanoclastite felsique (nApea2), au sommet. Au nord, la Formation de Peat est séparée du Complexe de Champion et de la Ceinture du Lac des Montagnes par la Zone de cisaillement de Rupert. Au sud, le Complexe de Rupert repose en concordance sur la Formation de Peat, quoique ce contact soit par endroits cisaillé. Les zircons les plus jeunes récoltés sur un échantillon de volcanoclastite felsique (nApea2) ont donné un âge de 2710 ±6 Ma (David, 2018b), interprété comme étant l’âge du deuxième cycle volcanique du Nemiscau, et qui coïncide avec les âges du troisième cycle volcanique de la Moyenne et de la Basse-Eastmain (Moukhsil et al., 2003). Des âges d’héritage de 2869 ±14 Ma et de 2937 ±17 Ma s’apparentent à l’âge du socle tonalitique de l’Opatica ou du La Grande (Davis et al., 1994). Ceci laisse supposer que les roches volcaniques de la Formation de Peat ont échantillonné un socle sous-jacent, qui pourrait représenter l’équivalent du socle tonalitique de l’Opatica ou du La Grande.

Roches métasédimentaires et migmatites

La Sous-province de Nemiscau est formée à 80 % de roches métasédimentaires et de migmatites dérivées de paragneiss (métatexites et diatexites), regroupées en trois complexes métamorphiques : 1) le Complexe de Jolicoeur, au nord; 2) le Complexe de Rupert, au centre; et 3) le Complexe de Ginguet, à l’est.

Le Complexe de Jolicoeur (nAjlc) regroupe un ensemble de roches métasédimentaires localisé entre les rivières Pontax et Eastmain inférieure, dans le Domaine Nemiscau-nord. Il comprend de la base au sommet les unités suivantes : 1) amphibolite dérivée de basalte (nAjlc1); 2) paragneiss à biotite ± hornblende ± grenat ± andalousite ± sillimanite ± cordiérite contenant <25 % de mobilisat (nAjlc2); 3) métatexite dérivée de paragneiss contenant 25 à 50 % de mobilisat (nAjlc3); 4) diatexite dérivée de paragneiss contenant 50 à 75 % de mobilisat (nAjlc4) et diatexite dérivée de paragneiss contenant >75 % de mobilisat (nAjlc5). Ces unités sont coupées par des roches intrusives felsiques à intermédiaires tarditectoniques à post-tectoniques. Ce complexe est interprété comme un bassin sédimentaire formé sur un socle composé de gneiss et d’intrusions du Complexe de Rivière au Mouton. L’âge de cristallisation du mobilisat provenant d’une diatexite dérivée de paragneiss de l’unité nAjlc5 est estimée à 2697 ±6 Ma (David, 2018b). Cet âge de cristallisation du mobilisat correspond à l’âge d’un second épisode métamorphique (M2) du Complexe de Jolicoeur. Des zircons ayant de faibles rapports Th/U associés à une origine métamorphique (David, 2018b) ont donné un âge de 2729 ±9 Ma, interprété comme l’âge d’un premier épisode métamorphique (M1). Les zircons hérités montrent des âges variant entre 2780 Ma et 3148 Ma (David, 2018b). Ces résultats portent à croire que le Complexe de Jolicoeur a été formé par au moins deux épisodes de sédimentation, dont le premier serait plus vieux que 2729 Ma, et le deuxième plus jeune que 2709 Ma.

Le Complexe de Rupert (nAru) regroupe un ensemble de roches métasédimentaires, limité au nord par la Zone de cisaillement de Rupert qui le sépare des complexes de Jolicoeur et de Champion, et au sud par une série de zones de cisaillement au contact avec le Groupe de Champion et le Complexe de Ginguet. Le Complexe de Rupert est formé à 95 % de migmatites (diatexite et métatexite) et, à l’opposé du Jolicoeur, les assemblages de minéraux métamorphiques tels que ceux à staurotide-andalousite et à sillimanite-cordiérite des paragneiss migmatitisés sont généralement absents. Il comprend de la base au sommet les unités suivantes : 1) amphibolite dérivée de basalte (nAru1); 2) paragneiss à biotite ± hornblende dérivé de wacke contenant <10 % de mobilisat (nAru2); 3) paragneiss à biotite ± hornblende dérivé de wacke, migmatitisé, contenant 10 à 20 % de mobilisat (nAru3); 4) métatexite dérivée de paragneiss contenant 20 à 50 % de mobilisat (nAru4); 5) diatexite dérivée de paragneiss contenant 50 à 90 % de mobilisat et 10 à 30 % d’enclaves de paragneiss (nAru5). Ce complexe est interprété comme un bassin sédimentaire déposé en discordance sur un socle composé de gneiss tonalitique du Complexe de Wettigo d’âge mésoarchéen, au contact duquel on observe par endroits des bandes d’amphibolite dérivée de basalte (nAru1). Les roches sédimentaires du complexe se sont probablement déposées en disconcordance sur les roches volcaniques de Colomb-Chaboullié et de Peat, d’âge mésoarchéen à néoarchéen. Cette discordance est toutefois oblitérée par différents épisodes de déformation ayant conduit au développement de zones de cisaillements découpant le contact, et qui ont incorporé des lambeaux de roches volcaniques dans la séquence sédimentaire (nAru1). Une datation U-Pb sur zircons réalisée sur un échantillon de diatexite provenant de l’unité nAru5 (David, 2020) a donné un âge de cristallisation de 2688,3 ±4,7 Ma. Cet âge est interprété comme étant celui de la fusion partielle de la roche et, par conséquent, celui de l’épisode métamorphique ayant conduit à la migmatitisation des roches métasédimentaires du Complexe de Rupert. L’âge de dépôt de roche sédimentaires et volcaniques du Complexe de Rupert est donc supérieur à 2688 Ma.

Le Complexe de Ginguet (nAggt) (non daté) constitue la partie orientale du Nemiscau et est en continuité latérale avec le Complexe de Rupert (Bandyayera et Caron-Côté, 2020). Il est limité à l’ouest par la Zone de cisaillement de Lucky Strike, et au sud par la Zone de cisaillement de Hobier. À l’est, il est contact cisaillé avec les unités de la Sous-province d’Opatica. Le pourcentage de mobilisat observé en affleurement a permis de subdiviser le Complexe de Ginguet en quatre unités : 1) paragneiss à biotite ± hornblende dérivé de wacke contenant <10 % de mobilisat (nAggt1); 2) paragneiss à biotite ± hornblende dérivé de wacke, migmatitisé, contenant 10 à 20 % de mobilisat (nAggt2); 3) métatexite dérivée de paragneiss contenant 20 à 50 % de mobilisat (nAggt3); et 4) diatextite dérivée de paragneiss contenant 50 à 90 % de mobilisat (nAggt4). L’unité nAggt4 couvre en surface >90 % du Complexe de Ginguet et regroupe des diatexites à biotite ± grenat et à biotite ± hornblende.

Roches intrusives syntectoniques à post-tectoniques

La Sous-province de Nemiscau est aussi caractérisée par la présence d’une proportion importante d’intrusions tardives de pegmatite granitique et de leucogranite et, dans de moindres proportions, par des intrusions syntectoniques mafiques à intermédiaires. L’épisode de fusion partielle associée aux diatexites et aux métatexites des complexes de Jolicoeur, de Rupert et de Ginguet est plus ou moins contemporain à la mise en place de nombreuses suites intrusives entre 2705 Ma et 2685 Ma.

L’Intrusion du Lac au Bout (nAbut) est une unité introduite par Bandyayera et Daoudene (2017) pour décrire un ensemble intrusif syntectonique de roches intermédiaires. Il est localisé au nord de la région du lac Rodayer (feuillet 32N03) et s’est mis en place entre les paragneiss migmatitiques de la Sous-province de Nemiscau, au nord, et l’ensemble volcano-sédimentaire du Groupe de Colomb-Chaboullié, au sud. L’Intrusion du Lac au Bout est formée de diorite et de monzodiorite, localement quartzifères, fortement foliées, généralement magnétiques et hématitisées.

L’Intrusion mafique-ultramafique de Kaneyapiskas (nAkny) représente une intrusion syntectonique de roches mafiques et ultramafiques (mésogabbro, mélagabbro et pyroxénite) localisée au contact des sous-provinces de Nemiscau et de La Grande, au NW du Domaine Nemiscau-nord. Elle a été délimitée facilement grâce à sa forte anomalie aéromagnétique positive.

L’unité de Filons-couches mafiques de Nitakwin (nAnit) regroupe les intrusions mafiques situées dans la partie NE du Domaine Nemiscau-nord, entre les lacs Nitakwin et Anatacau. Ces intrusions sont interstratifiées avec les paragneiss à biotite ± hornblende ± grenat ± andalousite ± sillimanite ± cordiérite du Complexe de Jolicoeur (nAjlc2).

La Suite de Marte (nAmte) a été cartographiée à l’extrême-est du Complexe de Rupert, à proximité du contact entre les sous-provinces de Nemiscau et d’Opatica. Elle est constituée d’un ensemble de roches plutoniques porphyroïdes, foliées, de composition intermédiaire à felsique, associées à une forte anomalie aéromagnétique. La Suite de la Marte comprend deux unités : 1) une unité de monzodiorite quartzifère et monzonite quartzifère porphyroïdes (nAmte1); et 2) une unité de granodiorite porphyroïde foliée (nAmte2).

La Suite de Simiyan (nAsmy) est constituée d’intrusions de charnockite (granite à orthopyroxène-biotite-magnétite), cartographiées au centre et à l’est du Nemiscau. Des intrusions de charnockite sont observées ici et là au milieu du Complexe de Rupert, et sont associées à la diatexite métamorphisée au faciès des granulites. Ces intrusions charnockitiques, intimement associées aux granulites, pourraient représenter un mobilisat ségrégué de granite à orthopyroxène dérivé de la fusion partielle de la séquence métasédimentaire du Complexe de Rupert et du socle gneissique sous-jacent.

La Suite de Coignan (nAcog) s’étend sur plusieurs dizaines de kilomètres au milieu du Complexe de Jolicoeur, dans le Domaine Nemiscau-nord. Elle regroupe des intrusions de leucogranite qui étaient décrites sous le nom lithologique d’alaskite ou de plutons de granite alaskitique (Remick, 1963; Remick et Ahmedali, 1974; Dubé et al., 1976). Ces intrusions granitiques renferment communément des enclaves de paragneiss à biotite, dont la proportion augmente du centre vers la zone de contact avec la séquence métasédimentaire. L’assimilation de paragneiss confère à la roche granitique non déformée un aspect de gneiss granitique localement rubané. Ce granite d’aspect gneissique est également décrit comme un gneiss d’injection quartzo-feldspathique à biotite ou à hornblende ou un gneiss injecté lit par lit (Gilain, 1964; Remick, 1963; Remick et Ahmedali, 1974).

Le Pluton de Tésécau (nAtsu) désigne des masses granitiques tarditectoniques à post-tectoniques localisées au SE du Nemiscau (feuillets 32K16 et 32J13), à proximité du contact avec la Sous-province d’Opatica. Cette unité s’injecte dans le Complexe de Ginguet et est essentiellement composée de granite porphyroïde (nAtsu1) et, en moindres proportions, de monzonite et de syénite (nAtsu2).

La Suite de Causabiscau (nAcsb) est localisée dans le Domaine Nemiscau-nord, à proximité ou au contact de la Bande volcanique de la rivière Eastmain inférieure (BVREI) et du Complexe de Jolicoeur. Elle est principalement formée d’importantes masses de pegmatite granitique blanche à enclaves de paragneiss, englobant de nombreuses restites biotitiques du paragneiss partiellement assimilé. La plus importante de ces intrusions mesure 30 km sur 25 km. Ce sont des roches peralumineuses, de type S, interprétées comme étant un produit de la fusion partielle des paragneiss du Complexe de Jolicoeur auxquels elles sont exclusivement associées. La Suite de Causabiscau est subdivisée en deux unités : 1) une pegmatite granitique blanche à muscovite-grenat ± biotite ± tourmaline (nAcsb1); et 2) une pegmatite granitique blanche à spodumène (nAcsb2). L’unité nAcsb2 est observée au nord de la masse principale de la Suite de Causabiscau, au contact avec la BVREI, dont elle est séparée par la Zone de cisaillement de la Basse Eastmain. L’unité nAcsb2 est l’hôte d’au moins quatre zones minéralisées en lithium, dont le plus important est le gîte Cyr-lithium.

La Suite de Mezières (nAmzr) est formée de pegmatite granitique blanche à beige-rose associée aux roches migmatitiques du Complexe de Rupert. Elle renferme communément des enclaves métriques à décamétriques de paragneiss, lesquelles sont généralement boudinées et ressemblent par endroits à des restites partiellement assimilées. La roche contient typiquement de la biotite (jusqu’à 10 %), de la muscovite (jusqu’à 5 %), du grenat (1 à 5 %) et des grains de magnétite disséminés ou en amas centimétriques. Dans ce rapport, la Suite de Mezières est interprétée comme étant constituée de roches les plus évoluées issues de la fusion partielle des paragneiss du Complexe de Rupert. Du point de vue géochimique, elles sont peralumineuses et de type S.

La Suite de Kapiwak (nAkai) coupe le Complexe de Jolicoeur et la Suite de Causabiscau. La masse principale forme une intrusion grossièrement elliptique de 9 km sur 23 km orientée N-S. Cette suite intrusive est polyphasée et constituée de monzonite (nAkai1), de monzogranite porphyroïde très magnétique (nAkai2) et de syénogranite (nAka3).

La Suite de Masayuqui (nAmyu) regroupe des intrusions tarditectoniques de granite et de pegmatite roses, subdivisées en deux unités : 1) un granite rose à biotite ± magnétite (nAmyu1); et 2) une pegmatite granitique rose (nAmyu2). Ces intrusions s’injectent dans le Complexe de Rupert et coupent les différentes intrusions du Nemiscau. Il s’agit donc des intrusions néoarchéennes les plus tardives du Nemiscau.

Dykes mafiques paléoprotérozoïques et mésoprotérozoïques

La Sous-province de Nemiscau est traversée par cinq essaims de dykes mafiques d’âge paléoprotérozoïque et mésoprotérozoïque qui coupent toutes les unités de la région.

L’Essaim de dykes de Matachewan (pPmaw; 2473 +16/-9 à 2446 ±3 Ma, Heaman, 1997) est constitué d’une famille de dykes de diabase qui coupe le Nemiscau suivant la direction nord-sud. L’un de ces dykes traverse le Nemiscau et peut être suivi sur une distance de >500 km à partir de Lebel-sur-Quévillon. La roche est de composition gabbroïque à gabbronoritique, moyennement à grossièrement grenue à porphyrique. La structure porphyrique (phénocristaux de plagioclase) constitue l’une des principales caractéristiques de l’Essaim de dykes de Matachewan.

Les Dykes de Senneterre (pPsen; 2214,3 ±12,4 Ma, Buchan et al., 1993; 2216 +8/-4 Ma, Mortensen dans Buchan et al., 1996; 2221 ±4 Ma, Davis et al., 2018) forment un important essaim de dykes de diabase de composition gabbronoritique, qui traverse tout le Nemiscau suivant une orientation NE-SW. Ces dykes s’étendent sur quelques dizaines à quelques centaines de kilomètres.

Les Dykes du Lac Esprit (pPesp; 2069 ±1 Ma, Hamilton et al., 2001), de la Sous-province de Nemiscau, constituent l’extension vers le sud d’un vaste ensemble de dykes de diabase localisé au SW du réservoir Robert-Bourrassa et orienté N à NW-SE. Il est désigné sous le nom de Dykes du Lac Esprit (Buchan et al., 2007). En plus d’être plus jeunes que l’Essaim de dykes de Mistassini qui possède la même orientation, ces derniers sont généralement plus riches en orthose, apatite, biotite et quartz.

Les Dykes de Shpogan (pPspg; 2004 à 1999 Ma, Hamilton et al., 2016) regroupe un ensemble de dykes diabase orientés NNW, dont le plus connu et le plus long s’étend sur 276 km, depuis le sud du réservoir Robert-Bourassa jusqu’au nord du lac Legoff (feuillet 32N01).

Les Dykes de l’Abitibi (mPabi; 1141 Ma, Krogh et al., 1987), d’orientation principale ENE à E-W, représentent les dykes de diabase les plus jeunes. Dans le Nemiscau, le dyke le plus connu de cette famille est celui du kilomètre 295 de la route Billy-Diamond (anciennement la route de la Baie-James), qui s’étend dans la région de la Baie-James sur >260 km.

Lithogéochimie

La lithogéochimie des unités de la Sous-provinces de Nemiscau est présentée séparément sous forme de tableaux.

 

Géologie structurale

Domaines Structuraux et zones de cisaillement

La Sous-province de Nemiscau a été subdivisée en dix domaines structuraux et en neuf zones de cisaillement régionales, listés dans le tableau ci-dessous selon les critères structuraux, métamorphiques, lithologiques et géophysiques. La carte structurale ci-dessous présente la répartition des différents domaines, alors que la coupe montre une interprétation de la distribution des unités en profondeur.

 

À l’exception du Domaine structural de Chaboullié-Lavau, qui est principalement composé de roches volcaniques du Groupe de Colomb-Chaboullié, l’ensemble des domaines structuraux sont majoritairement composés de roches métasédimentaires variablement migmatitisées des complexes de Rupert, de Jolicoeur et de Ginguet, et contiennent une proportion mineure de roches intrusives. Bien qu’ils soient aussi composés majoritairement de roches métasédimentaires migmatitisées, les domaines structuraux d’Encaissé et de Jolicoeur et, en moindres proportions, de Lac Long et de la Truite, se démarquent par la présence des dômes orthogneissiques des complexes de Wettigo et de Rivière au Mouton

Les zones de cisaillement de Basse-Eastmain, de Causabiscau, de Colomb, d’Hobier, de Lucky Strike et de Nottaway séparent sur l’ensemble de leur longueur, ou en partie, la Sous-province de Nemiscau des sous-provinces d’Opatica et de La Grande. Les zones de cisaillement de l’Échancrure et de Naquiperdu, quant à elles, séparent certains domaines structuraux à l’intérieur du Nemiscau.

 

 

 

Travaux antérieurs

Les premiers travaux à documenter les phases de déformation affectant la région sont ceux de Benn et al. (1992) et de Sawyer et Benn (1993). Ces auteurs ont reconnu trois événements de déformation dans la Sous-province d’Opatica, au sud du Nemiscau, dans le secteur du lac Rodayer. La déformation D1 se manifeste par une fabrique gneissique contenue dans les roches du Pluton du Lac Rodayer. Elle aurait été générée lors du chevauchement de la Ceinture de Frotet-Evans sur les roches plutoniques de la Sous-province d’Opatica, engendrant une déformation de la croûte moyenne. La phase D2 correspond à un événement de raccourcissement NNW-SSE formant des plis d’orientation E-W. Finalement, la déformation D3 aurait généré des zones de cisaillement à mouvement décrochant dextre et senestre, respectivement orientées NW-SE et NE-SW.

Bandyayera et Daoudene (2017, 2018a, 2018b) ainsi que Pedreira et al. (2018, 2019, 2020) ont aussi documenté la géologie structurale de la Sous-province de Nemiscau et des sous-provinces adjacentes de La Grande et d’Opatica.

Pedreira et al. (2020) ont reconnu cinq phases de déformation ayant affecté la Sous-province de Nemiscau. Selon ces auteurs, la phase Dn-1 s’exprime par les structures gneissiques observées dans les unités pré-kénoréennes et correspondrait à la phase D1 de Benn et al. (1992) et de Sawyer et Benn (1993) dans le secteur du lac Rodayer (Opatica).

L’événement Dn est la phase de déformation principale et s’exprime par une fabrique planaire Sn observée régionalement. Cette dernière montre une orientation générale E-W à NE-SW et ses pendages sont modérés à forts. Cette phase de déformation principale aurait affecté les roches des sous-provinces de Nemiscau, de La Grande et d’Opatica durant un épisode de déformation associé à un raccourcissement N-S, engendrant l’enfouissement relatif du Nemiscau par rapport au La Grande et à l’Opatica (Pedreira et al., 2020).

La phase de déformation Dn+1 de Pedreira et al. (2020) a été observée dans le Domaine structural de la Sicotière, adjacent à la Sous-province de Nemiscau.

La phase de déformation Dn+2 se manifeste principalement dans le Domaine structural d’Encaissé et les domaines adjacents de Mezières et du Poisson Blanc. Cette déformation est subparallèle à Dn et s’exprime essentiellement par des plis Pn+2 affectant la foliation Sn. Cet événement aurait permis aux zones de cisaillement d’Échancrure et de Naquiperdu d’accommoder l’exhumation et l’extrusion latérale des roches au faciès des granulites du Domaine d’Encaissé. Pedreira et al. (2020) ont proposé l’hypothèse selon laquelle les dômes structuraux observés au sein du Domaine d’Encaissé et développés durant Dn+2 pourraient correspondre à des plis en fourreau d’échelle kilométrique.

La déformation Dn+3 a été enregistrée dans des corridors de déformation à mouvement décrochant dextre, tels que les zones de cisaillement de Nottaway et de Lucky Strike. Elle se manifeste par une foliation mylonitique qui réoriente la fabrique Sn. Les indicateurs cinématiques associées à Dn+3 consistent généralement en des bandes de cisaillement et des structures C/S impliquant un mouvement décrochant dextre (Pedreira et al., 2020).

La déformation Dn+4 est plus locale et se manifeste sous la forme d’un clivage de crénulation, voire localement d’une schistosité mylonitique, d’orientation NNE-SSW. Le clivage de crénulation est principalement observé dans le Domaine structural de Chaboullié-Lavau et la foliation mylonitique dans le Domaine structural d’Encaissé. Selon Pedreira et al. (2020), les structures associées aux phases de déformation Dn+3 et Dn+4 forment un système conjugué décrochant, respectivement dextre et senestre.

Chronologie des phases de déformation

Dans le Lexique structural, la fabrique dominante d’un domaine est, par définition, associée à la phase Dn. Les phases antérieures sont désignées Dn-1, Dn-2, etc., et les phases postérieures, Dn+1, Dn+2, etc. La phase Dn d’un domaine ne correspond pas nécessairement à celle des domaines voisins.

Le tableau ci-dessous permet, d’une part, de visualiser les différentes phases de déformation associées à chaque domaine structural et zone de cisaillement et, d’autre part, de les regrouper dans un cadre tectonique à l’échelle de la Sous-province de Nemiscau.

 

Domaine structural/phase de déformationD1D2D3D4
Domaine structural de Baie de Rupert SnPn+1 
Domaine structural de Chaboullié-LavauSnPn+1  
Domaine structural d’Encaissé SnPn+1 
Domaine structural de Ginguet SnPn+1 
Domaine structural d’Herbomez SnPn+1 
Domaine structural de JolicoeurSn-1Sn PnPn+1 
Domaine structural de Lac Long SnPn+1 
Domaine structural de Mezières SnPn+1 
Domaine structural de Poisson Blanc SnPn+1 
Domaine structural de la Truite SnPn+1 
Zone de cisaillement    
Zone de cisaillement de Basse-Eastmain Sn-1Sn 
Zone de cisaillement de Causabiscau Sn-1 Sn
Zone de cisaillement de ColombSn-1Sn  
Zone de cisaillement de l’Échancrure Sn-1Sn 
Zone de cisaillement d’HobierSn-1Sn  
Zone de cisaillement de Lucky Strike Sn-1 Sn
Zone de cisaillement de Naquiperdu Sn-1Sn 
Zone de cisaillement de Nottaway Sn-1 Sn
Zone de cisaillement de Rupert Sn-1Sn 
 

 

Phase de déformation D1

Les fabriques principales observées dans les roches volcano-sédimentaires du Domaine de Chaboullié-Lavau ont été attribuées à S1. Cette dernière s’y exprime par une schistosité pénétrative plus ou moins bien développée dans les roches volcaniques, sédimentaires et magmatiques du Groupe de Colomb-Chaboullié (Bandyayera et Daoudene, 2017).

Aussi, la gneissossité des roches intrusives des complexes de Wettigo et de Rivière au Mouton, respectivement dans les domaines structuraux d’Encaissé et de Jolicoeur, pourrait être attribuée à la fabrique S1. Ceci concorde avec les observations de Pedreira et al. (2020), qui avancent que la fabrique Sn se surimpose sur la Sn-1 (cette dernière étant communément oblitérée), et qu’elle pourrait correspondre au rubanement gneissique présent dans les roches pré-kénoréennes tel qu’observé dans l’Opatica par Benn et al. (1992) et Sawyer et Benn (1993).
 

Phase de déformation D2

Les fabriques de la phase D2 sont observables dans l’ensemble des domaines structuraux de la Sous-province de Nemiscau, excepté dans certaines zones de cisaillement où elles ont été fortement reprises et oblitérées par les fabriques des phases D3 ou D4, tel que mentionné par Daoudene et al. (2020) dans la Zone de cisaillement de Nottaway.

La fabrique S2 se présente de différentes façons selon les lithologies affectées. Elle est généralement matérialisée par un rubanement migmatitique et gneissique respectivement dans les paragneiss variablement migmatitisés (complexes de Rupert, de Jolicoeur et de Ginguet) et dans les orthogneiss (complexes de Wettigo et de Rivière au Mouton). Elle apparaît aussi sous la forme d’une foliation diffuse dans certaines roches plutoniques. La foliation est généralement soulignée par l’orientation préférentielle de la biotite dans les paragneiss variablement migmatitisés et de la hornblende dans les roches volcaniques mafiques (Formation de Peat). Elle est plus localement marquée par l’aplatissement des minéraux quartzo-feldspathiques. La fabrique S2 se présente aussi sous la forme d’une foliation ou d’un rubanement mylonitique dans la Zone de cisaillement de Colomb.

Son orientation est généralement E-W, mais elle varie localement de WNW-ESE à ENE-WSW. Son pendage est majoritairement abrupt à modéré. Sa trajectoire en carte souligne à plusieurs endroits des plis qui sont de toute évidence serrés à isoclinaux.

La phase de déformation D2 semble être associée à un épisode d’enfouissement des roches sédimentaires qui a engendré leur fusion partielle. Cet enfouissement aurait été accentué par des mouvements verticaux, notamment le long de la Zone de cisaillement de Colomb et possiblement le long de la Zone de cisaillement de Rupert, permettant ainsi la remontée des domaines plutono-gneissiques à plus haut grade métamorphique d’Opatica et de La Grande par rapport au Nemiscau. Des âges obtenus dans des diatexites du Complexe de Rupert (échantillon 2017-DB-1050A), interprétés comme l’âge de la fusion partielle des paragneiss, semblent indiquer que le pic du métamorphisme régional associé à D2 couvre l’intervalle de 2700 Ma à 2690 Ma.

 

Phase de déformation D3

La phase de déformation D3 s’exprime aussi dans l’ensemble des domaines structuraux de la Sous-province de Nemiscau ainsi que dans les zones de cisaillement de Naquiperdu, de l’Échancrure, de Basse-Eastmain et de Rupert. Elle se manifeste principalement par la formation des plis P3, serrés à iscoclinaux, affectant la fabrique S2. Bien que ces plis doivent être accompagnés d’une foliation de plan axial, celle-ci a rarement été reconnue. En effet, étant donné la forme des plis P3, les fabriques S2 et S3 sont couramment confondues. En outre, les mesures disponibles des fabriques planaires ont généralement été prises le long des flancs de plis P3 et attribuées à S2. Une étude plus poussée dans les charnières de plis serait nécessaire pour distinguer ces deux fabriques. Les plis P3 sont majoritairement orientés E-W, mais leur orientation varie à plusieurs endroits de ENE-WSW à WNW-ESE. Plusieurs projections stéréographiques portent à croire que les axes de plis plongent modérément vers l’est, ce qui impliquerait des niveaux crustaux de plus en plus profonds vers l’ouest dans le Nemiscau. Cette hypothèse pourrait expliquer la présence de dômes gneissiques du Complexe de Rivière au Mouton, dans la partie occidentale du Domaine structural de Jolicoeur. La présence de ces dômes gneissiques pourrait aussi s’expliquer par l’interférence de plis à l’échelle régionale, comme étant le résultat du plissement P3, de plan axial ENE-WSW, de plis P2 initialement orientés WNW-ESE.

La phase de déformation D3 s’exprime de façon plus locale dans les zones de cisaillement de Rupert et de Basse-Eastmain. En effet, la Zone de cisaillement de Rupert aurait accommodé la remontée de la Sous-province de La Grande durant la phase de déformation D2 avec des mouvements verticaux, mais elle aurait de plus été reprise lors de D3 pour accommoder des mouvements subhorizontaux, selon les observations de Pedreira et al. (2019).

La déformation D3 correspondrait à une phase d’exhumation des roches métasédimentaires migmatitisées et localement des socles gneissiques. Cette exhumation aurait été particulièrement intense dans le Domaine structural d’Encaissé, puisque celui-ci expose des roches portées au faciès des granulites (voir section sur le métamorphisme), alors que les domaines adjacents de Mezières et de Poisson Blanc montrent des conditions métamorphiques d’intensité moindre (Bandyayera et Daoudene, 2018a). L’exhumation du Domaine structural d’Encaissé aurait été accommodée en partie par les zones de cisaillement de Naquiperdu et de l’Échancrure (Bandyayera et Daoudene, 2018a). De plus, selon l’hypothèse de Pedreira et al. (2020), les dômes de roches gneissiques du Complexe de Wettigo pourraient correspondre à des plis en fourreau d’échelle kilométrique et leurs axes de pli à faible plongement indiqueraient des mouvements latéraux. Ces caractéristiques semblent indiquer le fluage latéral de la croûte dans le Domaine structural d’Encaissé lors de la phase de déformation D3.

Quant à la partie nord du Nemiscau, l’orientation ENE-WSW des plis P3 ainsi que l’orientation E-W des zones de cisaillement de Rupert et de Basse-Eastmain à cinématique dextre-inverse indiqueraient que la phase de déformation D3 implique des contraintes orientées NW-SE.

 

Phase de déformation D4

La phase de déformation D4 s’exprime de façon plus locale dans les zones de cisaillement de Nottaway, de Lucky Strike et de Causabiscau. La fabrique S4 est principalement matérialisée par une foliation ou un rubanement mylonitique au sein des corridors de déformation, et localement par un clivage de crénulation dans les roches à proximité de ces corridors dans les domaines adjacents, tel qu’observé dans le Domaine structural de Poisson Blanc (Bandyayera et Daoudene, 2017; Pedreira et al., 2018). La déformation D4 est régionalement matérialisée par des zones de cisaillement formant à plusieurs endroits un réseau conjugué. Les corridors de déformation orientés NW-SE montrent un mouvement décrochant dextre; ils sont représentés par les zones de cisaillement de Nottaway et Lucky Strike. Ceux orientés NE-SW montrent un mouvement décrochant senestre et sont principalement représentés par la Zone de cisaillement de Causabiscau et la zone de cisaillement se trouvant entre les domaines structuraux de Chaboullié-Lavau et de Poisson Blanc. En plus de ces zones de cisaillement d’étendue régionale, d’autres failles décrochantes de 10 à 20 km de longueur affectent les domaines structuraux d’Encaissé et de Poisson Blanc.

La déformation D4 est concentrée dans des zones de cisaillement bien définies et implique une dynamique d’extrusion latérale E-W à l’échelle régionale (Daoudene et al., 2016). Comme proposé pour le segment Storm-Evans (Ceinture de Frotet-Evans) par Daoudene et al. (2020), l’orientation NE-SW de la Ceinture de Colomb-Chaboullié aurait pu être causée par une rotation antihoraire de cette dernière due à l’action combinée des mouvements dextres des zones de cisaillement de Nottaway, au SW, et de Lucky Strike, au NE.

 

Métamorphisme

 

Les roches de la Sous-province de Nemiscau montrent des assemblages minéralogiques acquis dans des conditions de haute température et de basse pression, variant du faciès supérieur des schistes verts sur certaines portions de ses bordures jusqu’au faciès de granulites en son centre (Moukhsil, 2000; Moukhsil et Legault, 2002; Moukhsil et al., 2001, 2003; Bandyayera et Daoudene, 2017, 2018a, 2018b; Pedreira et al., 2018, 2019, 2020).

La carte ci-contre présente la localisation des minéraux marqueurs du métamorphisme dans les roches métasédimentaires de la Sous-province de Nemiscau, de même que la répartition des faciès métamorphiques régionaux par type de protolithe, tels qu’estimés selon les assemblages et microstructures observés.

Nemiscau nord

Le nord de la Sous-province de Nemiscau est caractérisé par un gradient métamorphique nord-sud, matérialisé dans les paragneiss du Complexe de Jolicoeur par une succession de paragenèses métamorphiques et une augmentation progressive du degré de migmatitisation (Moukhsil, 2000).

L’assemblage biotite-muscovite-chlorite est dominant dans les paragneiss situés dans les environs immédiats du contact avec la Sous-province de La Grande, à l’extrême nord-est du Domaine structural de Jolicoeur (DSjlc). La présence de ces minéraux, combinée à la préservation des structures sédimentaires, placent ce secteur au faciès des schistes verts (Moukhsil, 2000; Beauchamp, 2018).

En s’éloignant du contact dans la direction sud-ouest, l’apparition du grenat, de la staurotide et de l’andalousite dans les paragneiss marque le passage au faciès inférieur des amphibolites. À une dizaine de kilomètres, la présence de nodules de cordiérite ainsi que les premières traces de migmatitisation indiquent la progression des conditions métamorphiques vers le faciès supérieur des amphibolites.

Les paragneiss sont de plus en plus migmatitisés en progressant dans la partie du DSjlc et dans le Domaine structural de la Truite (DStrt), pour atteindre le niveau des diatexites à >50 % de mobilisat. La présence d’orthopyroxène documentée par Moukhsil et Legault (2002) suggère que, du moins localement, ces roches ont atteint les faciès des granulites (Moukhsil et al., 2003). D’ailleurs, la signature magnétique de certains dômes de diatexite du Complexe de Jolicoeur (nAjlc5) dans le DStrt est typique des environnements au faciès des granulites.

Nemiscau centre

Au cœur du Nemiscau, le Domaine structural d’Encaissé (DSenc) présente de façon très marquée les caractéristiques du faciès des granulites. Les paragneiss du Complexe de Rupert (nAru) y sont fortement migmatitisés avec un pourcentage de mobilisat qui dépasse largement 50 % du volume total. L’orthopyroxène est omniprésent dans ces roches riches en biotite, qui contiennent aussi localement du grenat ou de la hornblende (Bandyayera et Daoudene, 2018a; Pedreira et al., 2020). Les basaltes amphibolitisés du Complexe de Rupert (nAru1) sont localement migmatitisés et montrent un assemblage minéralogique à hornblende-plagioclase-clinopyroxène. Ces dernières ont donc minimalement atteint le faciès supérieur des amphibolites. Ce domaine se démarque aussi par la présence de dômes de roches plutoniques felsiques appartenant au Complexe de Wettigo, communément gneissiques et affectées par la fusion partielle (Bandyayera et Daoudene, 2018a). Les charnockites de la Suite de Simiyan jumelées à la présence locale d’orthopyroxène dans les roches intrusives intermédiaires de la Suite de Marte dans le Domaine structural de Lac Long (DSlon) impliquent aussi, par endroits, des conditions métamorphiques associées au faciès des granulites. Le faciès métamorphique des granulites du DSenc est aussi souligné par une zone de forte susceptibilité magnétique (Bandyayera et Daoudene, 2018a; Pedreira et al., 2019). Les zones de cisaillement de l’Échancrure et de Naquiperdu, qui délimitent le DSenc au nord et au sud respectivement, marquent également des passages abrupts vers des domaines moins métamorphisés.

Au nord de la ZCech, les roches métasédimentaires des domaines structuraux de Mezières (DSmez) et d’Herbomez (DSheb) montrent des caractéristiques métamorphiques du faciès supérieur des amphibolites; elles sont marquées par une forte migmatitisation (10 à >50 % de mobilisat) et la présence d’assemblages à sillimanite, cordiérite et grenat (Bandyayera et Daoudene, 2018a; Pedreira et al., 2020). Les roches volcaniques mafiques de la Formation de Peat, dans la partie nord du DSmez, présentent des assemblages minéralogiques à plagioclase-hornblende ± biotite ± grenat indicateurs du faciès supérieur des amphibolites (Bandyayera et Daoudene, 2018a), quoique la présence d’épidote, d’actinote-trémolite et de chlorite (Bandyayera et Daoudene, 2018a) témoigne des conditions métamorphiques rétrogrades dans le faciès des schistes verts.

Nemiscau sud

Au sud de la Zone de cisaillement de Naquiperdu (ZCnap), les roches métasédimentaires des complexes de Rupert et de Ginguet présentent des évidences de fusion partielle et des assemblages minéralogiques à biotite ± grenat ± muscovite ± cordiérite ± sillimanite ± andalousite caractéristiques du faciès supérieur des amphibolites (Bandyayera et Daoudene, 2017; Daoudene, 2018a; Pedreira et al., 2020). La présence d’orthopyroxène et de clinopyroxène est locale et limitée à certains affleurements, indiquant que les conditions du faciès des granulites ont été atteintes localement.

Dans la Ceinture de Colomb-Chaboullié, à l’extrême sud de la sous-province, l’assemblage minéralogique à hornblende-plagioclase domine dans les roches volcaniques mafiques à intermédiaires dans les bordures nord et sud du domaine, indiquant un métamorphisme au faciès des amphibolites. Certaines de ces amphibolites contiennent du clinopyroxène et du grenat, suggérant que les conditions métamorphiques ont localement atteint le faciès supérieur des amphibolites (Bandyayera et Daoudene, 2017). Le grade métamorphique diminue graduellement vers le centre du domaine, avec la hornblende qui laisse progressivement place à l’actinote-trémolite et à l’épidote et la chlorite. La séricite et la calcite sont aussi localement présentes. Ces assemblages minéralogiques indiquent que le centre du domaine a subi un métamorphisme au faciès des schistes verts (Bandyayera et Daoudene, 2017).

Épisodes de métamorphisme

Les âges métamorphiques obtenus par U-Pb sur zircons et titanites dans toute l’étendue de la Sous-province de Nemiscau permettent de reconnaître quatre épisodes de métamorphisme désignés M1, M2, M3 et M4.

Un échantillon de diatexite provenant du Complexe de Jolicoeur (échantillon 2016-YD-2147A) a donné des zircons ayant des rapports Th/U faibles que l’on associe à un premier épisode métamorphique (M1) daté à 2729 ±9 Ma (David, 2018b). Le rubanement gneissique présent dans les roches pré-kénoréennes des complexes de Wettigo et de Rivière au Mouton correspond, du moins partiellement, à l’épisode métamorphique M1. Ainsi, M1 couvre la période du Mésoarchéen jusqu’à 2729 ±9 Ma.

L’épisode métamorphique M2 s’étend sur une période allant de 2729 Ma à 2680 Ma, qui chevauche en grande partie la durée de l’orogénie kénoréenne. L’épisode M2 est en partie associé à l’enfouissement des roches métasédimentaires lors de la phase de déformation D2. M2 correspond aussi au pic métamorphique régional et est responsable de la fusion partielle des paragneiss observée dans les complexes de Jolicoeur, Rupert et Ginguet. La migmatitisation associée à l’épisode M2 des roches sédimentaires a été datée grâce à deux échantillons de diatexite (2016-YD-2147A; 2017-DB-1050A). Le premier, prélevé dans le Complexe de Jolicoeur, a livré un âge de 2697 ±6 Ma (David, 2018b), tandis que le second, prélevé dans du mobilisat d’une diatexite du Complexe de Rupert, a livré un âge migmatitisation de 2688,3 ±4,7 Ma (David, 2020). La poursuite du métamorphisme M2 est de plus associée à une importante activité magmatique, suivie de la mise en place de nombreuses intrusions dans la Sous-province de Nemiscau, dont la Suite de la Sicotière datée à 2693 ±3,4 Ma (David, 2020). Cet épisode de migmatisation suit aussi de près le second épisode volcanique régional de 2720 Ma à 2703 Ma (Pedreira et al., 2020).

Le troisième épisode de métamorphisme M3 a été observé grâce à des grains de titanite prélevés dans le Complexe de la Rivière au Mouton (feuillet 33D01). Ceux-ci ont livré des âges U-Pb de 2668 ±2 Ma (échantillon 2001-JD-3197), lesquels sont interprétés comme l’âge métamorphique (Moukhsil et Legault, 2002; Davis, 2021). Des surcroissances des zircons analysées avec des faisceaux de 20 et 12 microns montrent des âges métamorphiques de 2651 ±13 Ma et 2680 ±7 Ma (Davis, 2021), correspondant à l’épisode M3.

Le quatrième épisode de métamorphisme, M4, est compris entre 2650 Ma et 2500 Ma. Il est observé autour des zones de déformation interprétées comme postérieures au paroxysme du métamorphisme régional (épisode M2). À l’échelle régionale, l’épisode M4 est essentiellement associé à l’activation de grands corridors de déformation. Dans les zones de cisaillement telles que Lucky Strike et Nottaway, l’épisode se traduit par la présence de roches déformées au faciès des schistes verts. À partir des résultats de thermochronologie 40Ar/39Ar de Daoudene et al. (2014), Daoudene et al. (2016) ont conclu que les zones de cisaillement à composante de décrochement, comme la Zone de cisaillement de Nottaway, étaient le résultat d’une déformation de plus basse température.

 

Tectonique régionale

La Sous-province de Nemiscau est l’une des six sous-provinces métasédimentaires aux contextes géotectoniques semblables qui occupent la partie centrale de la Province du Supérieur (Percival et al., 2012; Cleven et al., 2020). Elle est considérée comme la continuité latérale des sous-provinces d’Opinaca à l’est, et d’English River à l’ouest (Percival et al., 2012). Ces trois sous-provinces présentent une composition essentiellement de wacke turbiditique et montrent des conditions métamorphiques qui augmentent généralement de leur bordure vers leur centre.

Divers modèles géodynamiques ont été proposés pour expliquer la formation de la Sous-province de Nemiscau. Le modèle uniformitariste, tel que proposé par Percival et al. (2012) pour la Province du Supérieur, désigne le Nemiscau comme étant le vestige d’un prisme d’accrétion sédimentaire, impliquant un contexte tectonique en compression, ou un bassin arrière-arc formé en contexte d’extension crustale sur une marge convergente active (Card, 1990; Moukhsil et al., 2003). Bédard et al. (2013) proposent un modèle de la dérive des continents sans subduction, pouvant expliquer les observations typiques de la tectonique horizontale à l’intérieur de la Province du Supérieur. Pour le Nemiscau, ce modèle implique le transfert vertical de la matière crustale et la dérive horizontale de protocratons archéens causée par un transfert latéral des courants mantelliques et de la matière au niveau de la croûte profonde et du manteau supérieur (Pedreira et al., 2020). Des résultats d’études métamorphiques et de calculs thermobarométriques ont amené Cadéron (2003) et Côté-Roberge (2018) à proposer que la Sous-province d’Opinaca soit associée à un bassin marginal déposé sur une croûte continentale amincie. Ce bassin est créé suite à une extension crustale provoquée par l’accumulation de chaleur sous la lithosphère, et a conduit au rifting des sous-provinces plutono-volcaniques de La Grande et d’Opatica. Cleven et al. (2020) concluent eux aussi à la préséance d’un environnement géotectonique en extension pour la mise en place des ensembles métasédimentaires de l’Opatica et de La Grande, sur la base des données géochronologiques des zircons détritiques. Dans ce modèle, le rifting de la croûte continentale est associé à la montée d’une plume mantellique.

Pour cette synthèse, l’interprétation de l’environnement géotectonique du Nemiscau est basée sur les données des datations U-Pb du Sigéom, la compilation de données géologiques, structurales et métamorphiques, couplées aux différents traitements géophysiques approfondis (Cleven et al., 2020). Le modèle proposé ici s’inspire et appuie le contexte en extension suggéré pour la mise en place de l’Opinaca par Côté-Roberge (2018) et Cleven et al. (2020). Nous interprétons la mise en place de la Sous-Province de Nemiscau dans un contexte géotectonique en extension, suivi d’une formation et de l’évolution d’un rift, suite à une montée d’un panache mantellique au-dessus d’un manteau lithosphérique, sous le bloc crustal formé par le socle La Grande-Opatica.  

La présence en bordure du Nemiscau de basalte amphibolitisé de type N-MORB, de komatiite, de wacke turbiditique, de niveaux de conglomérat discontinus contenant des clastes de basalte et des lithologies intrusives locales, sont autant de zones minéralisées en parfaite cohérence avec la formation d’un bassin sédimentaire dans un contexte géotectonique en extension (Bandyayera et Daoudene, 2017; Beauchamp, 2018; Cleven et al., 2020; Hartlaub et al., 2004).

L’ouverture d’un rift au sein d’un bloc crustal gneisso-plutonique Opatica-La Grande aurait eu lieu à ~2760 Ma avec la mise en place, entre 2756,8 Ma et 2760,3 Ma (David, 2018a), de la Ceinture de roches vertes de Colomb-Chaboullié. Celle-ci contient du basalte, de la komatiite et des intrusions mafiques et ultramafiques mises en place à la base du Nemiscau, en bordure du socle tonalitique de l’Opatica représenté par le Pluton du Lac Rodayer (2830 à 2820 Ma, Davis et al., 1994; Davis et al., 1995). Le rifting est initié par la montée d’une plume mantellique et des mouvements ascendants et latéraux du manteau lithosphérique subcontinental (SCLM), entraînant l’amincissement de la croûte. Ceci provoque une extension et la formation d’un graben le long de failles normales qui segmentent une croûte continentale archéenne. Durant l’évolution et l’agrandissement du rift, des magmas mafiques empruntent certaines failles situées en bordure de nouveaux blocs crustaux créés par la fragmentation du bloc principal Opatica–La Grande.

Le premier épisode de sédimentation au milieu du bassin du Nemiscau a eu lieu avant 2729 ±6 Ma; il est le résultat de l’érosion du socle tonalitique. Cet âge de sédimentation provient des résultats de la datation U-Pb d’une diatexite du Complexe de Jolicoeur, dont l’âge minimal de dépôt du protolithe (paragneiss) est estimé à 2729 ±9 Ma (David, 2018b). Cet âge constitue donc un âge minimal pour le dépôt des roches sédimentaires du Nemiscau, et avait été antérieurement estimé entre 2698 Ma et 2688 Ma (Percival et al., 2012). Les échantillons de la diatexite contiennent également des populations de zircons hérités d’origine métamorphique datés entre 2753 Ma et 2717 Ma, ainsi que des zircons montrant des âges plus anciens datant de ~2780 Ma à 2810 Ma. Ces âges de zircons hérités sont contemporains à ceux du socle tonalitique représenté par les complexes de Rivière au Mouton et de Wettigo. Le même échantillon a livré un âge de cristallisation du leucosome (migmatitisation) à 2697 ±6 Ma, qui concorde avec le pic métamorphique du Nemiscau (M2). Cet épisode de migmatitisation aurait été précédé de près par le second épisode volcanique régional observé au nord du Nemiscau, dans la BVREI (~2720 Ma et 2703 Ma) et avec la mise en place de la Formation de Peat (2710 Ma).

Le deuxième épisode de sédimentation commence après 2709 ±4 Ma, soit l’âge maximal de déposition estimé à partir des zircons détritiques les plus jeunes des paragneiss lités du Complexe de Jolicoeur (Beauchamp, 2018). La sédimentation dans le Nemiscau se poursuit au maximum jusqu’à 2673 ±2 Ma, soit l’âge livré par la datation d’un granite à biotite qui coupe les paragneiss migmatitisés du Complexe de Rupert (Davis et al., 1995). À l’échelle de la Province du Supérieur, cet épisode de sédimentation coïncide avec celui de la Ceinture English River dont l’âge minimal de dépôt est de 2704 Ma, et dont le premier pic métamorphique est daté à 2692 Ma, suivi d’une seconde poussée thermale à 2669 Ma (Corfu et al., 1995). Cet épisode est de plus comparable à la période de dépôt des roches sédimentaires de la Sous-province de l’Opinaca (2715 à 2680 Ma; Cleven et al., 2020), laquelle a subi une migmatitisation suite à un métamorphisme régional à haute température et basse pression entre 2670 Ma et 2665 Ma (Morfin et al., 2013, Côté-Roberge, 2018), accompagné de pressions de plus en plus élevées alors que la séquence sédimentaire s’épaississait.

La deuxième phase de sédimentation a été rapidement suivie des épisodes de déformation et de métamorphisme au cours d’une période de compression régionale, contemporaine de la phase orogénique kénoréene. Le cœur de la Sous-province de Nemiscau est caractérisé par des assemblages minéralogiques typiques du faciès des granulites, alors que ses bordures sont plutôt caractérisées par des assemblages du faciès des amphibolites, et localement des schistes verts. Ces conditions métamorphiques témoignent d’une phase d’enfouissement crustal important des roches du Nemiscau, suivie d’une phase d’exhumation, plus fortement marquée dans sa partie centrale.

Les pics métamorphiques ont été accompagnés de trois épisodes d’une importante activité magmatique avec la mise en place de nombreuses intrusions tarditectoniques à post-tectoniques de composition variée.

La géométrie en dômes-et-bassins du Nemiscau est compatible avec ce modèle. La fermeture du bassin et les structures de compression auraient mené à des hautes pressions. Lors de cette fermeture, le Nemiscau est chevauché par l’Opatica au sud, et le La Grande au nord. Ces blocs de socles subissent un mouvement vers le haut suite à l’action des plumes mantelliques, et un fluage du manteau lithosphérique subcontinental.

Finalement, un refroidissement et une décompression lents sont envisagés, alors que la source de chaleur sous le bassin persiste et que de nombreuses intrusions granitoïdes se mettent en place dans les séquences sédimentaires. Le dénouement se produit par des processus érosionnels à un taux d’exhumation lent. L’érosion conduit à l’émergence, au milieu du Nemiscau, de dômes mésoarchéens à néoarchéen migmatitisés et de niveaux de diatexite granulitique issue de la fusion en profondeur des paragneiss. Les dômes gneissiques migmatitisés exhumés sont généralement bordés de bandes d’amphibolite migmatitisée. Ils affichent également une zonation concentrique et des patrons complexes de déformation, suggérant une mise en place dans un environnement en compression.

 

Géologie économique

La Sous-province de Nemiscau est un secteur favorable à la mise en place de plusieurs types de minéralisation :

  • minéralisation magmatique de Ni-Cu ± EGP associée aux intrusions mafiques et ultramafiques;
  • minéralisation de type sulfures massifs aurifères associée aux roches volcaniques;
  • minéralisation de type or orogénique;
  • minéralisation en métaux rares associée aux pegmatites granitiques.

Le tableau ci-dessous présente les résultats d’analyse pour les 52 zones minéralisées connues. 

Zones minéralisées de la Sous-province de Nemiscau

NomTeneurs
Minéralisation magmatiques de Ni-Cu ± EGP associée aux intrusions mafiques et ultramafiques

Horden

2 416 000 tonnes indiquées à 1,37 % Cu et 0,25 % Ni; 1 997 600 tonnes présumées à 1,35 % Cu et 0,34 % Ni en date de 2009 (Kelso et al., 2009)

Horden-SO

9600 ppm Ni sur 0,40 m (D); 7700 ppm Cu sur 0,70 m (D), 560 ppb Pd sur 1,16 m (D); 4700 ppm Ni sur 3,75 m (D); 2,5 % Cu sur 0,42 m (D); 1 % Cu sur 2,88 m (D); 1,03 ppm Au sur 0,90 m (D)

Lac Davreau

1,41 % Cu (G); 0,33 % Ni (G); 230 ppb Au (G)

Lac Davreau Nord

141 ppb Au (G); 1790 ppm Cu (G); 529 ppb Pd (G); 193 ppb Pt (G)

Lac Davreau nord-ouest

150 ppb Au (G); 4310 ppm Cu (G); 568 ppb Pd (G); 167 ppb Pt (G)

Lac Davreau ouest

797 ppb Pd (G); 2520 ppm Ni (G); 251 ppb Pt (G)

Minéralisation de type sulfures massifs aurifères associée aux roches volcaniques

IGPP

1,58 ppm Au (G)

Lac Colomb nord-2

73 ppm Ag (G)

Lac Marcaut

1,23 ppm Au (G); 5,31 ppm Au (G); 1,42 ppm Au sur 6,8 m (D); 3,41 ppm Au sur 2,05 m (D); 72 ppm Ag sur 2,05 m (D)

Rivière Colomb

1,03 ppm Au (G); 4 ppm Ag (G); 3 ppm Ag (G); 310 ppm Cu (G)

Minéralisation aurifère dans des veines mésothermales, à gangue de quartz et de carbonate

Boomerang

359,6 ppm Au (G); 52 ppm Au (G); 1,61 ppm Au sur 0,8 m (R)

Challenger

278 ppm Au (G); 5,67 ppm Au sur 1 m (R) ; 34,3 ppm Au sur 1 m (D)

Éch. 178392

12 ppm Au (G)

Éch. 244722

3,6 ppm Au (G)

Éch. 245131

2,95 ppm Au (G)

Éch. 280964

27,6 ppm Au (G); 1,07 ppm Au sur 1 m (R)

Éch. 281185

13,1 ppm Au (G); 0,6 ppm Ag (G)

Éch. 32191

5580 ppm Cu (G); 4,5 ppm Ag (G)

Éch. 359627

1,735 ppm Au (G)

Éch. 360527

6,4 ppm Ag (G); 3390 ppm Cu (G)

Éch. 360959

24,4 ppm Au (G); 6,1 ppm Ag (G)

Éch. 53706

1,836 ppm Au (G); 2,2 ppm Ag (G); 2830 ppm Cu (G)

Escalade

1,49 ppm Au (G); 1,5 ppm Ag (G)

Grassini

16,09 ppm Au sur 1 m (R)

Intercepteur

71,6 ppm Au sur 0,9 m (R); 2,53 ppm Au sur 4,0 m (R)

Lac Causabiscau

1050 ppm W; 7 ppm Au; 0,1 ppm Ag (G)

Lac Colomb-SO

2,5 ppm Au (G); 0,95 % Cu (G)

Lac Nitakwin

3,98 ppm Au (G); 6,06 ppm Au sur 3,2 m (D)

Lac Renard

6,38 ppm Au (G)

Lac Véronneau

15,6 ppm Au (G); 5 ppm Au sur 5 m (R)

Le Souffle (Blackwood)

1,2 ppm Au (G)

Mustang

111,17 ppm Au sur 2,65 m (R)

Mustang South

9,29 ppm Au sur 0,5 m (R)

Powerline

4,97 ppm Au (G)

Ross

69,88 ppm Au (G)

Sandpit

1,615 ppm Au (G); 18,05 ppm Au sur 0,8 m (D)

Sawyer 1

1,44 ppm Au (G)

Sawyer 2

1,03 ppm Au; 2,2 ppm Ag; 274 ppm Cu (G)

South Pond

5,95 ppm Au sur 1 m (R)

Trailblazer

29,7 ppm Au (G); 3,85 ppm Au sur 0,7 m (R)

YD2130

35 ppm Ag; 360 ppm Cu (G)

Zone Contact

43,75 ppm Au (G); 31,44 ppm Au sur 2,6 m (D)

Minéralisation en métaux rares associée aux pegmatites granitiques

Cyr-11,70 % Li2O (G)

Cyr-2

4,42 % Li2O (G); 2,99 % Li2O (G)

Cyr-Lithium

11 750 000 tonnes ressources indiquées à 1,30 % Li2O; 10 470 000 tonnes ressources présumées à 1,20 % Li2O en date de 2010 (GM 68235)

JBL17-159

3,724 % Li2O sur 0,5 m (D);  1,88 % Li2O sur 45,8 m (D)

Lac des PointesPrésence de béryl disséminé
Lac Marcaut – BérylPrésence de béryl disséminé
Lac MasayaquiPrésence de béryl disséminé
Lac MezièresPrésence de béryl disséminé

Minéralisation de type indéterminé

AN2014-AF-024

2030 ppm W (G)

Éch. 383723

32,7 ppm Ag (G); 6220 ppm Pb (G); 1300 ppm Zn (G)

(G) : Échantillon choisi; (R) : Rainurage; (D) : Forage

 

 

 

 

Le tableau des analyses lithogéochimiques des métaux d’intérêt économique donne la localisation, la description et les résultats d’analyse pour 128 échantillons choisis dans le but d’évaluer le potentiel économique de la région.

Minéralisation magmatique de Ni-Cu ± EGP associée aux intrusions mafiques et ultramafiques

La majeure partie des dépôts de sulfures magmatiques riches en Ni-Cu-ÉGP est localisée à proximité des marges de blocs cratoniques (Kerrich et al., 2005; Maier et Groves, 2011). Deux principales raisons expliquent ce contexte (Maier et Groves, 2011) : 1) à l’intérieur des cratons, la lithosphère est plus épaisse que sur les marges, où elle est relativement mince; 2) les marges cratoniques subissent des contraintes importantes durant le tectonisme régional, ce qui génère des failles (conduits) permettant au magma de remonter facilement vers la surface. La Ceinture volcano-sédimentaire de Colomb-Chaboullié, qui contient des intrusions mafiques et ultramafiques (nAcch4, nAcch5), correspond à ce contexte favorable au développement de minéralisations magmatiques en Ni-Cu (Zone favorable de Ceinture de Colomb-Chaboullié Ni-Cu) et de minéralisations en EGP dominants (Zone favorable de Davreau). Dans le cas de ces zones favorables au potentiel minéral en Ni-Cu-EGP, la Zone de cisaillement de Colomb, qui matérialise la limite entre les sous-provinces d’Opatica (le craton) et de Nemiscau (bassin sédimentaire), aurait servi de conduit pour l’ascension du magma parent des roches mafiques et ultramafiques encaissantes.

Les unités de gabbro montrant des anomalies en Ni-Cu-EGP contiennent des enclaves de tonalite probablement issues du Pluton du Lac Rodayer (Sous-province d’Opatica). Ceci laisse supposer fortement que le magma a interagi avec la croûte, une composante felsique qui aurait servi de contaminant et affecté la solubilité du soufre dans le magma mafique, créant ainsi un environnement favorable à la formation d’un dépôt des sulfures magmatiques enrichis en Ni-Cu-EGP.

Le gîte Horden, localisé au sud-ouest de la ceinture, a été découvert lors des forages d’une anomalie géophysique par la Compagnie Inco (Pearson et al., 1993). La zone minéralisée est constituée de plusieurs lentilles de sulfures massifs ou disséminés (chalcopyrite, pyrrhotite, pyrite et de sphalérite) pouvant atteindre 30 m de longueur et de 3 à 12 m d’épaisseur. Le gîte contient du cuivre comme principal métal de base, et jusqu’à 1 % de nickel et de zinc localement. Des traces de platine, de palladium, d’argent et d’or ont aussi été documentées dans la zone minéralisée. Les réserves historiques probables du gisement s’élèvent à 1 238 333 tonnes à 1,91 % Cu et 0,4 % Ni (Pearson et al., 1993).

Dans la partie ouest de la Ceinture de Colomb-Chaboullié, le secteur du lac Davreau (Zone favorable de Davreau) présente des unités de filons-couches de gabbro massif à faiblement déformé contenant des sulfures disséminés (chalcopyrite, pyrrhotite et pyrite) enrichis en minéralisations d’EGP. Les travaux de cartographie du Ministère en 2015 ont permis de trouver des teneurs indicielles en Pd et des teneurs anomales en Pt, Ni et Cu (Bandyayera et Daoudene, 2017). Les roches qui ont fourni des teneurs indicielles en Pt et Pd, soit jusqu’à 470 ppb Pt et 1375 ppb Pd, montrent une proportion modale de sulfures disséminés variant de 10 à 15 %. La masse sulfurée est composée de pyrrhotite (60 %), de chalcopyrite (30 %), de pyrite (5 %) et de pentlandite (5 à 10 %) sous la forme d’exsolutions dans la pyrrhotite (Tague, 2019). Les diagrammes Cu/Pd versus Pd montrent que les intrusions mafiques de l’unité Acch4 recèlent un bon potentiel en minéralisations d’EGP et représentent une bonne cible pour l’exploration, notamment les niveaux situés en profondeur. 

Au NE de la Ceinture de Colomb-Chaboullié, des injections mafiques-ultramafiques présentent des minéralisations en Ni-Cu avec des valeurs significatives en Cr. Les roches encaissantes de la minéralisation appartiennent à la série magmatique des tholéiites riches en fer et différenciées, et sont différentes de la série magmatique riche en Mg observée dans la partie SW (Tague, 2019).

Minéralisation de type sulfures massifs aurifères associée aux roches volcaniques

Indice Lac Marcaut. Basaltes coussinés du Groupe de Colomb-Chaboullié (nAcch1), avec remplacement du matériel hyaloclastique des bordures de coussin par de la pyrite. Affleurement 15-SB-4140.Indice Lac Marcaut. Lentille de sulfures semi-massifs dans des basaltes du Groupe de Colomb-Chaboullié (nAcch1). Affleurement 15-SB-4140.Indice du Lac Marcaut. Sulfures massifs à fragments subarrondis de quartz minéralisés.

La Ceinture de Colomb-Chaboullié comporte des lentilles ou amas centimétriques à métriques de sulfures massifs à semi-massifs aurifères. Ces sulfures sont constitués de pyrite, de pyrrhotite et de chalcopyrite (Zone favorable de Ceinture de Colomb-Chaboullié Au). Les zones minéralisées montrent des enrichissements en Ag et Au. La zone minéralisée du Lac Marcaut est la propriété la plus prometteuse. Les lentilles minéralisées sont stratiformes. Elles sont associées à des unités volcaniques mafiques et volcanoclastiques felsiques à intermédiaires, donc à un système de volcanisme bimodal (Bandyayera et Daoudene, 2018; Galloway et al., 2019). Elles sont généralement localisées à proximité de contacts entre différentes unités de basalte, correspondant à des événements volcaniques distincts. Dans ces basaltes, on note la substitution du matériel hyaloclastique en bordure de coussins par de la pyrite ainsi qu’une importante chloritisation, impliquant une certaine activité hydrothermale. Des stockwerks de sulfures dans ce qui est interprété comme étant le mur sont présents. Ces caractéristiques sont typiques des gisements de type sulfures massifs volcanogènes (SMV), dont la présence est réputée dans les ceintures volcano-sédimentaires archéennes (Franklin et al., 2005; Galley et al., 2007).

 

Minéralisation de type or orogénique

Indice Lac Véronneau. Corridor de déformation dans les basaltes du Groupe de Colomb-Chaboullié (nAcch1). Veine aurifère en bas à gauche. Affleurement 15-DB-1056.

On trouve des veines aurifères dans la Ceinture de Colomb-Chaboullié (Zone favorable de Ceinture de Colomb-Chaboullié Au) ainsi qu’au NE de la Sous-province de Nemiscau, à proximité du contact avec la Sous-province de La Grande (Zone favorable de Wabistane).

La Ceinture de Colomb-Chaboullié est bordée par une zone de cisaillement importante, la Zone de Cisaillement de Colomb (ZCcol), qui agit à la fois comme vecteur de transport et comme piège structural pour les fluides aurifères. On lui associe un événement majeur de métasomatisme antérieur, possiblement synchrone au métamorphisme, et indiqué par une importante silicification et chloritisation de même que la présence d’anthophyllite (altération magnésienne) et de fuchsite (altération potassique) dans les unités affectées par la ZCcol (Smith, 1991; Bandyayera et Daoudene, 2017; Block, 2018). Ces conditions sont propices au développement de minéralisations aurifères et argentifères associées à des zones de déformation. La présence de conglomérat de type Témiscamingue au contact d’une zone de cisaillement, un métallotecte aurifère important dans la Ceinture de roches vertes de l’Abitibi, est à noter au NE de la ceinture.

Dans la Ceinture de Colomb-Chaboullié, on a aussi identifié des veines de quartz-carbonate ± tourmaline aurifères et cuprifères et des niveaux de sulfures semi-massifs argentifères interprétés comme ayant été déposés par des fluides hydrothermaux. La ZCcol contient également des unités de basalte silicifié et minéralisé en Au. Des échantillons montrant des teneurs importantes en arsenic (jusqu’à 308 ppm As), un élément généralement associé à des gisements aurifères (Allard et al., 2015), soulignent la favorabilité de la ZCcol pour l’or orogénique. Des teneurs semblables ont aussi été trouvées dans du basalte de la Formation de Peat, au NE, à l’interface entre les sous-provinces de Nemiscau et de La Grande. Cette interface est matérialisée par la Zone de cisaillement de Rupert.

 

Veine de quartz aurifère de l'indice Mustang encaissée dans un mélanogabbro à gauche et un siltstone à droite. Photo tirée de Beauchamp (2018).Veine de quartz-carbonate dans une tranchée au sud de l'indice Mustang, avec altération proximale calco-silicatée dans les épontes (magnésio-hornblende). Photo tirée de Beauchamp (2018).Or visible dans une veine de quartz de l'indice Mustang. Photo tirée de Beauchamp (2018).

Des indications d’un important système aurifère et argentifère sont aussi observées au NE de la Sous-province de Nemiscau, à proximité du contact avec la Sous-province de La Grande (Zone favorable de Wabistane). Ce contact est marqué par les zones de cisaillement de la Basse-Eastmain (ZCbem) et de Causabiscau (ZCcsb). Ces structures sont d’importants métallotectes qui favorisent le passage de fluides minéralisateurs dans les roches de la région, constituées de roches métasédimentaires plissées du Complexe de Jolicoeur, dans lesquelles on observe une augmentation du grade métamorphique en s’éloignant du contact Nemiscau–La Grande. On passe ainsi du grade de schiste vert/amphibolites inférieur à amphibolites supérieur/granulites, favorisant le passage de fluides hydrothermaux minéralisateurs. La présence de conglomérat, d’intrusions gabbroïques et de formation de fer est aussi notable (Beauchamp, 2018). Une silicification importante des unités métasédimentaires, représentée par la présence de veines de quartz contrôlées par des zones de cisaillement E-W, sont présentes un peu partout dans ce secteur (Poitras, 2010). On attribue aussi aux zones affectées par ce système des altérations potassiques et carbonatées, des altérations typiques des gisements d’or orogénique dans les roches sédimentaires, auxquelles s’ajoutent l’albitisation, la chloritisation, l’amphibolitisation, l’épidotisation et la tourmalinisation (Beauchamp, 2018). Toutes ces caractéristiques sont de plus observées au gisement aurifère de classe mondiale Roberto, situé à 70 km au nord, au contact entre les sous-provinces de La Grande et d’Opinaca (Fontaine, 2019).

Certaines des veines de quartz sont aurifères; l’or est localement sous forme visible, dans les veines ainsi que dans les épontes minéralisées en arsénopyrite, pyrrhotite et pyrite disséminées (Savard et Chartrand, 2013). La minéralisation est aussi localement disséminée dans du métawacke, de l’amphibolite ou du basalte silicifié, et est associée à la pyrite, la pyrrhotite, l’arsénopyrite et la chalcopyrite.

Le conglomérat de type Témiscamingue observé dans la région est bien préservé et renferme localement des teneurs aurifères (Zone favorable de Nitakwin). La zone minéralisée du Lac Nitakwin présente des veines de quartz aurifères coupant le conglomérat (Savard et al., 2012). L’unité de conglomérat représente aussi une zone de transition avec un gradient métamorphique important, où le paragneiss lité à biotite ± hornblende passe au paragneiss à grenat ± staurotide ± andalousite. De nombreuses zones minéralisées aurifères y ont été identifiés.

Outre la région aurifère située au NE, la ZCbem affecte aussi les unités de paragneiss et d’amphibolite au nord de la sous-province (Zone favorable de Grassini). À cet endroit, le paragneiss est silicifié et contient localement des porphyroblastes d’andalousite ainsi que de la tourmaline. La zone minéralisée de Grassini est encaissée dans le paragneiss et se compose de trois zones de veines aurifères espacées sur <1 km (Savard et Chartrand, 2013). Les veines de quartz-tourmaline sont centimétriques et un assemblage de 3 à 5 % d’arsénopyrite et de pyrrhotite disséminées est présent aux épontes.

On a longtemps pensé que l’or orogénique ne se trouvait que dans les granitoïdes et les ceintures archéennes (Colvine et al., 1984); les bassins sédimentaires, dont celui de Nemiscau, sont par conséquent sous-explorés et recèlent un potentiel aurifère important.

 

Minéralisation en métaux rares associée aux pegmatites granitiques

Les granites pegmatitiques de type S sont reconnus pour leur potentiel en métaux rares tels le Li, le Nb, le Ta, le Be, etc. Plusieurs essaims de ce type sont présents aux pourtours du Nemiscau, et le potentiel de l’essaim pegmatitique de la zone minéralisée de Cyr, dans la Suite de Causabiscau (NW de la sous-province), est connu depuis les années 1960 (Zone favorable de Cyr-Lithium).

La Zone favorable Cyr-Lithium abrite les zones minéralisées lithinifères JBL17-159, Cyr-1, Cyr-2, et Cyr-Lithium. Elle contient un minimum de 15 dykes irréguliers et parallèles déployés dans un corridor de 300 m de largeur par >4 km de longueur selon une orientation de 103° (Pelletier, 1978). Ces dykes se sont injectés au contact des sous-provinces de Nemiscau et de La Grande, entre la Ceinture volcano-sédimentaire de la Basse Eastmain au nord, et les paragneiss du Complexe de Jolicoeur au sud. Ils ont une orientation principale de 20°, variant du NW au NE, et coupent la foliation et le litage des roches encaissantes à un angle fort (Potvin, 1976).

Ces dykes sont principalement prisés pour leur haute teneur en lithium contenue dans le spodumène et qui est relativement homogène à travers la roche encaissante. Le spodumène se présente sous la forme de cristaux prismatiques millimétriques à métriques, de couleur blanchâtre à verdâtre, localement brunâtre lorsque séricitisés (McCann, 2011). Le granite pegmatitique présente aussi des valeurs significatives en Nb et Ta, en plus de contenir du béryl.

Avec leur assemblage minéralogique et leur composition peralumineuse, ces dykes sont classés parmi les pegmatites fertiles en métaux rares de type lithium-tantale-césium (LTC). En général, ce type de pegmatite est issu d’une différenciation extrême du magma d’un pluton granitique de type S à proximité, visible ou non en surface (Černý, 1991; Martin et De Vito, 2005). Dans le cas de l’essaim de dykes de la Zone favorable Cyr-Lithium, Moukhsil et al. (2001) proposent que les intrusions de la Suite de Causabiscau, situées à quelques kilomètres au sud dans le Nemiscau, en soient la source. Cette hypothèse est appuyée par la proximité et l’orientation relativement perpendiculaire des dykes par rapport à la masse intrusive principale de la Suite de Causabiscau, constituée de pegmatite blanche à muscovite-grenat ± biotite ± tourmaline.

Les zones minéralisées lithinifères de la Zone favorable Cyr-Lithium sont situées au contact des sous-provinces de Nemiscau et de La Grande. Cette observation coïncide avec les conclusions de Breaks et al. (2015) affirmant qu’en Ontario, la grande majorité des pegmatites à métaux rares connues se situent de part et d’autre des contacts de sous-provinces sédimentaires qui ont encouru un épisode important d’anatexie au cours de l’orogénèse kénoréenne, comme le Nemiscau. Les environs du contact du Nemiscau correspondent ainsi à une zone favorable pour l’exploration de pegmatites à métaux rares. La présence de deux autres gîtes lithinifières (Pontax, éch. 129364 et 129366) associés à des intrusions de pegmatite de type LTC, localisés dans le La Grande à proximité du contact avec le Nemiscau, vient appuyer cette conclusion.

Dans un tel système, les pegmatites à lithium correspondent au stade le plus évolué du magma. Le granite pegmatitique à l’intérieur des limites de la Suite de Causabiscau pourrait ainsi ne plus contenir de lithium, étant issu d’un magma moins différencié (Černý, 1991). Toutefois, ce modèle n’est pas absolu; la Suite de Causabiscau est constituée de granite pegmatitique de type S, un type de roche réputé comme étant lithinifère, et pourrait toujours contenir des teneurs importantes en Be, Nb et Ta (Zone favorable de Causabiscau).

La présence de béryl dans plusieurs affleurements est notée dans la partie NW de la Suite de Causabiscau. À l’exception d’une zone comportant principalement de la muscovite avec des teneurs anomales en Nb et Be dans une pegmatite, les quelques analyses effectuées n’ont pas rapporté de valeur significative en Li, Be, Nb et Ta (Desbiens, 2009). Cependant, la Suite de Causabiscau demeure sous-explorée et ne comporte que très peu d’analyses, malgré une superficie de >300 km2. Le mort-terrain étant dominant dans cette région, il est possible que des dykes plus riches se trouvent à des profondeurs plus importantes.

 

Pegmatite de la Suite de Mézières (nAmzr) avec cristal de béryl au centre. Affleurement 15-AN-3154.Hormis la Suite de Causabiscau, on trouve les essaims de dykes pegmatitiques de la Suite de Mezières au contact des ceintures archéennes de Colomb-Chaboullié et de Peat et les roches métasédimentaires du Complexe de Rupert, au sud du Nemiscau. Malgré un assemblage moins commun dans les granites pegmatitiques de type S, ces intrusions restent chimiquement peralumineuses (Bandyayera et Daoudene, 2018). Elles contiennent 1 à 2 % de cristaux de béryl parfois idiomorphes de 1 à 2 cm de longueur. Un nombre limité d’analyses de ces pegmatites n’ont toutefois pas donné des valeurs significatives en Be, Ta, Cs ou Nb, et leur potentiel en Li reste à évaluer.

 

Conclusions

La synthèse de la Sous-province de Nemiscau (le Nemiscau) a entraîné une profonde modification du tracé de son contact avec les sous-provinces de La Grande et d’Opatica. De nouvelles unités lithostratigraphiques et lithodémiques ont été créées (Complexe de Jolicoeur, Complexe de Wettigo, Complexe de Rivière au Mouton, Formation de Peat, Filons-couches mafiques de Nitakwin, Intrusion mafique-ultramafique de Kaneyapiskas, Suite de Causabiscau, Suite de Kapiwak, Suite de Marte, Suite de Coignan, Suite de Simiyan, Suite de Masayuqui), tandis que d’autres ont été modifiées ou abandonnées (Formation d’Auclair, Batholite d’Akakanipanuch, Pluton de Namekus, Pluton de Sapey, Pluton de Kapiwak). Le Nemiscau est formé essentiellement de trois complexes métasédimentaires (les complexes de Jolicoeur, de Rupert et de Ginguet), qui reposent en discordance ou en contact de faille sur des dômes gneissiques migmatitisés (les complexes de Wettigo et de Rivière au Mouton). La découverte de ces dômes gneissiques de composition tonalite-trondjémite-granodiorite (suite TTG) au sein du Nemiscau représente un nouvel apport à la compréhension du contexte géotectonique du Nemiscau. L’âge mésoarchéen à néoarchéen de ces unités implique une cristallisation synchrone aux gneiss du Complexe de Théodat, du Pluton du Lac Rodayer et du Complexe de Champion (Sawyer et Benn, 1993; Davis et al., 1995; David, 2017). Ceci nous amène à conclure que le La Grande et l’Opatica formaient un seul bloc lithotectonique.

L’une des modifications majeures découlant de la synthèse du Nemiscau a été de retirer la Ceinture du Lac des Montagnes de la Sous-province de Nemiscau. Les travaux antérieurs et les compilations ultérieures rattachaient cette ceinture soit au Nemiscau, soit à l’Opinaca (Hocq et al., 1994; Card et Ciesielski, 1986; Percival et al., 2012 ; Bandyayera et Daoudene, 2018). Les nouvelles données montrent que cette unité est plutôt associée à la Sous-province de La Grande. En effet, elle contient une séquence métasédimentaire bien préservée (la Formation de Voirdye), très différente du point de vue lithologique et métamorphique de celles du Complexe de Rupert (Nemiscau) et du Complexe de Laguiche (Opinaca), toutes deux constituées principalement de paragneiss migmatitisé, de métatexite et de diatexite.

La compilation des données géologiques, géochronologiques, structurales et métamorphiques suggère que le Nemiscau représente un bassin marginal s’étant mis en place dans un environnement géotectonique en extension, initié par une plume mantellique dans le manteau lithosphérique subcontinental. Les roches sédimentaires proviennent essentiellement de l’érosion du socle gneisso-plutonique Opatica-La Grande. Deux épisodes de sédimentation sont interprétés : 1) le premier épisode a eu lieu avant 2729 ±6 Ma, soit l’âge minimal du protolithe (paragneiss) d’une diatextite du Complexe de Jolicoeur; 2) le deuxième épisode de sédimentation commence après 2709 ±4 Ma, l’âge maximal de déposition estimé à partir des zircons détritiques les plus jeunes des paragneiss lités du Complexe de Jolicoeur.

Le Nemiscau a enregistré quatre épisodes métamorphiques : le premier à 2729 ±6 Ma, le deuxième entre 2697 ±6 Ma et 2688,3 ±4,7 Ma, le troisième à 2668 ±2 Ma et le quatrième entre 2650 Ma et 2500 Ma. Trois principaux épisodes d’activité magmatique suivent les pics métamorphiques de ces épisodes métamorphiques.

Le Nemiscau a subi quatre phases de déformation (D1 à D4) et deux phases de plissements (Pn et Pn+1) associées à des contraintes N-S et NW-SE.

 

Problématiques à aborder dans le cadre de futurs travaux

La géologie du secteur sud du Complexe de Jolicoeur et ouest du Complexe de Rupert est interprétée à partir des données de levés géologiques de reconnaissance des années 1970. Une cartographie de cette région à l’échelle 1/50 000 est recommandée.

Nous proposons enfin de réaliser une cartographie détaillée le long du contact entre le Complexe de Jolicoeur et la Formation volcano-sédimentaire d’Anatacau-Pivert. Ce secteur présente une grande variété de gîtes associés à plusieurs contextes métallogéniques, dont les dykes de pegmatite granitique à minéraux critiques et stratégiques.
 

Collaborateurs
 
Auteurs

Daniel Bandyayera, géo., Ph. D. daniel.bandyayera@mern.gouv.qc.ca
Emmanuel Caron-Côté, géo., M. Sc. emmanuel.caron-cote@mern.gouv.qc.ca

Rocio Pedreira Pérez, géo. stag., M. Sc. pedreira88@gmail.com

Myriam Côté-Roberge, géo. stag., M. Sc. myriam.cote-roberge@mern.gouv.qc.ca

William Chartier-Montreuil, géo. stag. william.chartier-montreuil@mern.gouv.qc.ca

GéochimieFabien Solgadi, géo., Ph. D.
GéophysiqueSiham Benahmed, géo. stag., M. Sc.
Évaluation de potentielHanafi Hammouche, géo., M. Sc.
LogistiqueMarie Dussault
GéomatiqueKarine Allard
Kathleen O’Brien
Conformité du gabarit et du contenuFrançois Leclerc, géo., Ph. D.
Accompagnement
/mentorat et lecture critique
Abdelali Moukhsil, géo., Ph. D. et Yannick Daoudene, géo., Ph. D.
OrganismeDirection générale de Géologie Québec, Ministère de l’Énergie et des Ressources naturelles, Gouvernement du Québec

Remerciements :

Ce Bulletin GéologiQUE est le fruit de la collaboration de nombreuses personnes qui ont activement pris part aux différentes étapes de la réalisation du projet. Nous tenons à remercier en particulier nos lecteurs critiques, Abdelali Moukhsil et Yannick Daoudene, qui se sont profondément impliqués dans l’accompagnement.

Références

Publications du gouvernement du Québec

ALLARD, G., GOUTIER, J., LAMOTHE, D. 2015. Évaluation du potentiel en minéralisations d’or de type orogénique, Municipalité d’Eeyou Istchee Baie-James (version 2014).  MERN. EP 2015-01EP 2015-01, 42 pages et 1 plan.

BANDYAYERA, D., CARON-CÔTÉ, E., 2020. Géologie de la région du ruisseau Lucky Strike, Sous-province d’Opatica, Eeyou Istchee Baie-James, Québec, Canada. MERN; BG 2020-03, 1 plan. 

BANDYAYERA, D., CARON-COTE, E., 2019. Géologie de la région du lac des Montagnes, sous-provinces de La Grande, de Nemiscau et d’Opatica, Eeyou Istchee Baie-James, Québec, Canada. MERN; BG 2019-03, 1 plan.

BANDYAYERA, D., DAOUDENE, Y., 2017. Géologie de la région du lac Rodayer (SNRC 32K13-32K14-32N03 et 32N04-SE). MERN; RG 2017-01, 60 pages et 2 plans.

BANDYAYERA, D., DAOUDENE, Y., 2018a. Géologie de la région du lac Champion, sous-provinces de La Grande et de Nemiscau, à l’est de Waskaganish, Eeyou Istchee Baie-James, Québec, Canada. MERN; BG 2018-06, 2 plans.

BANDYAYERA, D., DAOUDENE, Y., 2018b. Géologie de la région du lac Nemiscau, secteur ouest de la rivière Rupert (SNRC 32N06, 32N07 et 32N11). MERN; RG 2018-03, 58 pages et 1 plan.

BANDYAYERA, D., SHARMA, K N M., 2001. Minéralisations en Ni-Cu±ÉGP dans la bande volcano-sédimentaire de Frotet-Evans (SNRC 32K). MRN; MB 2001-06, 72 pages.

BEAUMIER, M., KIROUAC, F., 1996. Série de cartes géochimiques couleur. Échantillonnage des sédiments de lac. Région du lac Nemiscau (SNRC 32N). MRN; MB 96-22, 33 pages.

BEAUSOLEIL, C., DOUCET, P., 2011. Compilation géologique – Île d’Herbomez. MRNF; CG-32M02-2011-01, 1 plan.

BEAUSOLEIL, C., DOUCET, P., 2011. Compilation géologique – Rivière Natouacamisie. MRNF; CG-32M01-2011-01, 1 plan.

BLOCK, M. 2018. Exploration program summer 2017, Veronneau project. RESSOURCES X-TERRA INC. Rapport statutaire soumis au gouvernement du Québec. GM 70835, 279 pages.

BROOKS, C., FRANCONI, A., VERPAELST, P., 1979. Géochimie et géochronologie des roches granitoïdes et paragneissiques du Massif de Duxbury (Région de la rivière Eastmain inférieure). MRN; DPV 679, 38 pages.

CARLSON, E H., 1962. Rapport préliminaire sur la région du lac Pivert, Territoire de Mistassini et Nouveau-Québec. MRN; RP 483, 13 pages et 1 plan.

CIESIELSKI, A., 1975. Les migmatites du lac Giffard (Comté d’Abitibi-Est). MRN; DP 302, 14 pages et 1 plan.

CIESIELSKI, A., 1978. Les migmatites de la rivière Broadback à la hauteur des lacs Evans et Giffard, Baie James, Québec. TH 1078, 98 pages.

CLEVEN, N R., 2017. Application of gravity and pseudogravity geophysical treatments to structural targeting in the Eeyou Istchee Baie-James Region, Québec Superior Province: Preliminary interpretations. Université Laval, INRS, MERN; MB 2017-14, 33 pages.

CLEVEN, N R., HARRIS, L B., GUILMETTE, C. 2020. Structural interpretation of enhanced high-resolution aeromagnetic depth slices of the Eeyou Istchee Baie-James region, Québec Superior province. UNIVERSITE LAVAL, INRS, MERN. MB 2020-02, 84 pages.

D’AMOURS, I., 2011a. Levé magnétique aéroporté dans le secteur de Nemiscau, Baie James, Québec; MRNF; DP2011-03, 8 pages et 44 plans.

D’AMOURS, I., 2011b. Levé magnétique aéroporté de la partie Sud-Est de la Sous-province de Nemiscau et de la partie Nord de la Sous-province d’Opinaca, Baie-James, Québec. MRNF; DP 2011-02, 8 pages et 92 plans.

D’AMOURS, I., 2011c. Synthèses des levés magnétiques de la Baie-James. MRNF; DP 2011-08, 5 pages et 2 plans.

D’AMOURS, I., INTISSAR, R., 2012. Levé magnétique aéroporté dans le secteur du lac Evans, Baie-James. MRNF; DP 2012-01, 8 pages et 66 plans.

DAOUDENE, Y., CÔTÉ-ROBERGE, M., MASSEI, F., GROULIER, P.-A., 2020. Géologie de la région du lac Salamandre, Sous-province d’Opatica, Eeyou Istchee Baie-James, Québec, Canada. MERN; BG-2020-05, 1 plan.  

DAVID, J., 2018a. Datation U-Pb dans la Province du Supérieur effectuées au GEOTOP en 2015-2016. MERN; MB 2018-16, 24 pages.

DAVID, J., 2018b. Datations U-Pb dans les provinces de Grenville et du Supérieur effectuées au GEOTOP en 2016-2017. MERN; MB 2018-17, 22 pages.

DAVID, J., 2020. Datations U-Pb dans les provinces du Supérieur et de Churchill effectuées au GEOTOP en 2017-2018. MERN, GEOTOP; MB 2020-05, 29 pages.

DAVIS, D W., LAFRANCE, I., GOUTIER, J., BANDYAYERA, D., TALLA TAKAM, F., GIGON, J., 2018. Datations U-Pb dans les provinces de Churchill et du Supérieur effectuées au JSGL en 2013-2014. MERN; RP 2017-01, 63 pages.

DAVIS, D W., SIMARD, M., HAMMOUCHE, H., BANDYAYERA, D., GOUTIER, J., PILOTE, P., LECLERC, F., DION, C., 2014. Datations U-Pb effectuées dans les provinces du Supérieur et de Churchill en 2011-2012. MERN, Geochronological laboratory; RP 2014-05, 62 pages.

DESBIENS, S. 2009. Property visit, Kapiwak project. Claims Leong.  Rapport statutaire soumis au gouvernement du Québec. GM 65863, 37 pages et 2 plans. 

DION, D J., LEFEBVRE, D L., 1998. Données numériques (profils) des levés géophysiques aéroportés du Québec – SNRC 32K. MRN; DP-96-07

DUBE, C Y., 1976. Région des rivières Rupert et Marte (Territoire de Mistassini) – Rapport préliminaire. MRN; DPV 445, 14 pages et 1 plan.

DUBE, C., 1975. Rapport préliminaire de la région du lac Bechard (Territoire de Mistassini). MRN; DP 340, 12 pages et 1 plan.

DUBE, C., 1974. Géochimie des sédiments de ruisseau: Région du lac Champion (Nouveau-Québec). MRN; DP 419, 4 pages et 1 plan.

DUBE, C., 1978. Région des lacs Champion, Tésécau et de la rivière Rupert (Territoire de Mistassini et d’Abitibi) – Compilation. MRN; DPV 585, 39 pages et 2 plans.

DUBE, C., FRANCONI, A., HOCQ, M., REMICK, J H., SHARMA, K N M., AVRAMTCHEV, L., DUCROT, L., 1976. Compilation géologique du territoire de la Baie James. MRN; DP 358, 8 pages et 18 plans.

DURDEN, C J., GILLAIN, P R., REMICK, J H., 1963. Géologie de la Baie de Rupert – Rivière Missisicabi, territoires d’Abitibi et de Mistassini. MRN; RP 498, 27 pages et 5 plans.

FRANCONI, A., 1975. Rapport géologique préliminaire sur la région de la rivière Eastmain inférieure (Territoires de Mistassini et du Nouveau-Québec). MRN; DP 329, 42 pages et 1 plan.

FRANCONI, A, 1976. Géologie de la partie Est de la Bande volcanosédimentaire de la rivière Eastmain inférieure (Territoires de Mistassini et du Nouveau-Québec). MRN; DPV 450, 27 pages et 2 plans.

FRANCONI, A., 1978. La Bande volcanosédimentaire de la rivière Eastmain inférieure – Rapport géologique final. MRN; DPV 574, 186 pages et 2 plans.

GALLOWAY, S., ROSS, P S., BANDYAYERA, D., DAOUDENE, Y., 2017. The Colomb-Chabouillie Greenstone Belt and its polymetallic sulphides, James Bay: Preliminary results. INRS, MERN; MB 2017-10, 25 pages.

GALLOWAY, S., ROSS, P S., BANDYAYERA, D., DAOUDENE, Y., 2018. Chimico-stratigraphie volcanique et minéralisation volcanogène de la Ceinture Archéenne de Colomb-Chabouillié, Baie James. INRS, MERN; MB 2018-06, 37 pages.

GAUTHIER, M., LAROCQUE, M., 1998. Cadre géologique, style et répartition des minéralisations métalliques de la Basse et de la Moyenne Eastmain, Territoire de la Baie James. MRN; MB 98-10, 71 pages.

GIGON, J., GOUTIER, J., 2017. Géologie de la région du lac Richardie, municipalité d’Eeyou Istchee Baie-James. MERN; RG 2016-04, 45 pages, 2 plans.

GILLAIN, P R., REMICK, J H., 1963. REGION DE FORT-RUPERT. MRN; CARTE 1510, 1 plan.

GILLAIN, P R. 1965. Géologie de la région du lac Naquiperdu, territoires de Mistassini et d’Abitibi. MRN; RP 525, 15 pages et 1 plan.

GILLAIN, P R., 1964. Rapport géologique sur la région du lac Naquiperdu, territoires de Mistassini et d’Abitibi. MRN; DP 178, 40 pages et 1 plan.

HOCQ, M., VERPAELST, P., CLARK, T., LAMOTHE, D., BRISEBOIS, D., BRUN, J., MARTINEAU, G., 1994. Géologie du Québec. MRN; MM 94-01, 172 pages.

JOLY, M. 2018. Campagne de forage d’exploration de l’automne 2017, projet Pontax-Lithium. STRIA LITHIUM INC. Rapport statutaire soumis au gouvernement du Québec. GM 70703, 314 pages.

KELSO, I., RONACHER, E., SELWAY, J., MCKENZIE, J., HARNOIS, L., 2009. Independent technical report, Horden Lake property. Southampton Ventures Inc, Mines Nemiscau Ltée.. Rapport statutaire soumis au gouvernement du Québec. GM 64649, 1751 pages et 13 plans.

LAMARCHE, O., DAUBOIS, V., 2017. Géochimie de la fraction fine et analyses des grains d’or des sédiments glaciaires et fluvioglaciaires de la région de Nemiscau, Eeyou-Itschee Baie-James. MERN, IOS Services Géoscientifiques Inc.; DP 2017-10, 6 pages.

LAMARCHE, O., DAUBOIS, V., DUBÉ-LOUBERT, H., 2018. Géologie des dépôts de surface de la région de Nemaska (SNRC 32N03 portion nord, 32N06, 32N07 et 32N portion nord), Eeyou Istchee Baie-James. MERN; RP 2018-05, 30 pages et 2 plans.

LAMARCHE, O., DAUBOIS, V., DUBÉ-LOUBERT, H., 2018. Évaluation du potentiel minéral à partir d’un levé géologique du Quaternaire dans la région de Nemaska. MERN; ET 2018-01, 14 pages.

LAMARCHE, O., DAUBOIS, V., FOURNIER, N., 2018. Analyses des minéraux lourds provenant des sédiments glaciaires et fluvioglaciaires de la région de Nemiscau, Eeyou-Istchee Baie-James. MERN, IOS Services Géoscientifiques Inc.; DP 2018-07, 294 pages.

LAMARCHE, O., DUBE-LOUBERT, H., 2018. Géologie des dépôts de surface de la région du lac Evans, Eeyou Istchee Baie-James. MERN; RP 2017-02, 28 pages et 2 plans.

LAMOTHE, D., 2007. Cibles pour l’exploration de gîtes d’or orogénique – Région de la Baie-James. MRNF; PRO 2007-05, 8 pages.

LAMOTHE, D., 2008. Cibles pour l’exploration de gîtes porphyriques du Cu-Au ± Mo – Région de la Baie-James. MRNF; PRO 2008-03, 8 pages.

LAMOTHE, D., 2008. Évaluation du potentiel en minéralisations de type or orogénique de la Baie-James. MRNF; EP 2008-01, 54 pages et 33 plans.

LAPOINTE, I., 2008. Environnements sédimentaires aurifère en terrain de haut grade métamorphique : Le cas des bassins sédimentaires d’Opinaca-Nemiscau, Baie-James. CONSOREM; MB 2008-10, 41 pages.

MCCANN, J. 2011. Report 2009 diamond drilling and 2009-2010 channel sampling programs, James Bay Lithium property. Lithium Galaxy Canada Inc, Galaxy Lithium Ontario Inc. Rapport statutaire soumis au gouvernement du Québec. GM 68241, 1119 pages et 1 plan.

MOUKHSIL, A., 2000. Géologie de la région des lacs Pivert (33C/01), Anatacau (33C/02), Kauputauchechun (33C/07) et Wapamisk (33C/08). MRN; RG 2000-04, 49 pages et 4 plans.

MOUKHSIL, A., VOICU, G., DION, C., DAVID, J., DAVIS, D.W., PARENT, M., 2001. Géologie de la région de la Basse-Eastman centrale (33C03, 33C04, 33C05 et 33C06). MRN; RG 2001-08, 54 pages, 4 plans.

MOUKHSIL, A., LEGAULT, M., 2002. Géologie de la région de la Basse-Eastmain occidentale. MRN; RG 2002-09, 32 pages et 4 plans.

MOUKHSIL, A., LEGAULT, M., BOILY, M., DOYON, J., SAWYER, E., DAVIS, D W., 2003. Synthèse géologique et métallogénique de la Ceinture de roches vertes de la Moyenne et de la Basse-Eastmain (Baie-James). MRN; ET 2002-06, 57 pages et 1 plan.

MOUKHSIL, A., LEGAULT, M., BOILY, M., DOYON, J., SAWYER, E., DAVIS, D W., 2007. Geological and metallogenic synthesis of the Middle and Lower Eastmain Greenstone Belt (Baie-James). MRN; ET 2007-01, 58 pages et 1 plan.

MOUKHSIL, A., VOICU, G., DION, C., DAVID, J., DAVIS, D W., PARENT, M., 2001. Géologie de la région de la Basse-Eastmain centrale (33C03, 33C04, 33C05 et 33C06). MRN; RG 2001-08, 54 pages et 4 plans.

PEDREIRA PEREZ, R., DAOUDENE, Y., TREMBLAY, A., BANDYAYERA, D., 2018. Étude structurale et métamorphique du secteur du lac Nemiscau, Sous-province de Nemiscau, Baie-James, Québec : évolution tectonique d’un bassin sédimentaire. Résultats préliminaires. UQAM, MERN; MB 2018-10, 55 pages.

PEDREIRA, R., TREMBLAY, A., DAOUDENE, Y., BANDYAYERA, D., 2019. Étude structurale du secteur sud-est de la Sous-province de Nemiscau, Baie-James, Québec; résultats préliminaires. UQAM, MERN; MB 2019-07, 68 pages.

PEDREIRA PÉREZ, R., TREMBLAY, A., DAOUDENE, Y., BANDYAYERA, D. 2020. Étude géochimique, structurale et géochronologique de la Sous-province de Nemiscau, Baie-James, Québec : implications quant à l’origine et l’évolution tectonique d’un domaine sédimentaire archéen. UQAM, MERN. MB 2020-07, 97 pages.

PELLETIER, Y. 1979. Lithium-Cyr, campagne 1977-1978. S D B J. Rapport statutaire soumis au gouvernement du Québec. GM 38143, 40 pages et 2 plans.

POITRAS, S. 2010. Technical report and recommendations, 209 geological exploration program, Wabamisk property. Mines Virginia Inc. Rapport statutaire soumis au gouvernement du Québec. GM 65091, 288 pages et 11 plans.

POTVIN, J C. 1976. Spodumene-bearing pegmatite from the Eastmain River area. S D B J. Rapport statutaire soumis au gouvernement du Québec. GM 58019, 34 pages. 

REMICK, J H., AHMEDALI, S T., 1974. Cartes annotées de la région de Fort Rupert (Nouveau Québec). MRN; DP 274, 23 plans.

REMICK, J H., 1963. Géologie de la région de Colomb-Chaboullié-Fabulet, Territoire d’Abitibi. MRN; RP 514, 32 pages et 3 plans.

SAVARD, M., CHARTRAND, F. 2013. Rapport technique et recommandations, programme d’exploration été 2011 et 2012, projet Assini. Mines Viginia Inc.  Rapport statutaire soumis au gouvernement du Québec. GM 67378, 587 pages et 10 plans.

SMITH, P H. 1991. Report, geological reconnaissance, lac Colomb property. Kingswood Expls 1985 Ltd. Rapport statutaire soumis au gouvernement du Québec. GM 51485, 20 pages et 4 plans. 

TAGUE, P D., BARNES, S J., PAGE, P., BANDYAYERA, D., DAOUDENE, Y., 2018. Caractérisation pétrologique et géochimique des intrusions mafiques et ultramafiques de la ceinture de Colomb-Chaboullié (Baie-James). UQAC, MERN; MB 2018-45, 145 pages.

TAGUE, P D., PAGE, P., BARNES, S J., BANDYAYERA, D., DAOUDENE, Y., 2017. Caractérisation pétrologique et géochimique des intrusions mafiques et ultramafiques de la Ceinture de Colomb-Chabouillié (Baie-James). UQAC, MERN; MB 2017-06, 57 pages.

TREMBLAY, P., HIGGINS, M D., COUSINEAU, P A., GIRARD, R., MAURICE, C., 2011. Répartition des anomalies pédogéochimiques en relation avec les corps géologiques conducteurs, secteur de la rivière Pontax, Baie-James. UQAC, MRNF; MB 2011-07, 56 pages.

VALIQUETTE, G., 1975. Région de la rivière Nemiscau. MRN; RG 158, 171 pages et 3 plans.

VALIQUETTE, G., 1963. Géologie de la région du lac des Montagnes, Territoire de Mistassini. MRN; RP 500, 12 pages et 1 plan.

VERPAELST, P., 1977. Géochimie et géochronologie des roches granitiques et paragneissiques de la région de la rivière Eastmain inférieure, Province du lac Supérieur. TH 0135, 209 pages et 2 plans.

WALLACH, J., 1973. Geology of the Nemiscau Lake area, Mistassini Territory. MRN. DP 146, 11 pages et 1 plan.

 

Autres publications

BEAUCHAMP, A.-M., 2018. L’indice Mustang : géologie et altération d’une minéralisation aurifère mise en place dans les turbidites de la Ceinture de la Basse-Eastmain, Eeyou Istchee Baie-James. Mémoire de maîtrise, Université du Québec, Institut National de la Recherche Scientifique Centre Eau Terre Environnement, 343 pages. Source

BÉDARD, J.H., HARRIS, L.B., THURSTON, P., 2013. The hunting of the snArc. Precambrian Research; volume 229, pages 20-48. doi.org/10.1016/j.precamres.2012.04.001

BENN, K., SAWYER, E.W., BOUCHEZ, J.L., 1992. Orogen parallel and transverse shearing in the Opatica belt, Quebec: implications for the structure of the Abitibi Subprovince. Canadian Journal of Earth Sciences; volume 29, pages 2429-2444. doi.org/10.1139/e92-191

BUCHAN, K.L., GOUTIER, J., HAMILTON, A., ERNST, R. E., MATTHEWS, W. A., 2007. Paleomagnetism, U–Pb geochronology, and geochemistry of Lac Esprit and other dyke swarms, James Bay area, Quebec, and implications for Paleoproterozoic deformation of the Superior Province. Canadian Journal of Earth Sciences; volume 44, pages 643-664. doi.org/10.1139/e06-124

BUCHAN, K.L., HALLS, H.C., MORTENSEN, J. K., 1996. Paleomagnetism, U-Pb geochronology and geochemistry of Marathon dykes, Superior Province, and comparison with the Fort Frances swarm. Canadian Journal of Earth Sciences; volume 33, pages 1583-1595.doi.org/10.1139/e96-120

BUCHAN, K.L., MORTENSEN, J.K., CARD, K.D., 1993. Northeast-trending Early Proterozoic dykes of the southern Superior Province: multiple episodes of emplacement recognized from integrated paleomagnetism and U-Pb geochronology. Canadian Journal of Earth Sciences; volume 30, pages 1286-1296. doi.org/10.1139/e93-110

BREAKS, F. W., SELWAY, J.B., TINDLE, A.G., 2005. Fertile Peraluminous Granites and Related Rare-Element Pegmatites, Superior Province of Ontario. Rare-Element Geochemistry and Mineral Deposits. Geological Association of Canada, Short Course Notes 17, pages 87-125. Source

CADÉRON, S., 2003. Interprétation tectonométamorphique du nord de la Province du Supérieur, Québec, Canada. Thèse de doctorat, Université du Québec à Montréal, 314 pages. Source

CARD, K. D., CIESIELSKI, A., 1986. DNAG N° 1, Subdivisions of the Superior Province of the Canadian Shield. Geoscience Canada; volume 13, pages 5-13. Source

CARD, K. D.,1990. A review of the Superior Province of the Canadian Shield, a product of Archean accretion. Precambrian research; volume 48, pages 99-156.
doi.org/10.1016/0301-9268(90)90059-Y

ČERNÝ, P., 1991. Rare-element Granitic Pegmatites. Part II : Regional to Global Environments and Petrogenesis. Geoscience Canada; volume 18, pages 68-81. Source

CLEVEN, N.R., GUILMETTE, C., DAVIS, D.W., CÔTÉ-ROBERGE, M., 2020. Geodynamic significance of Neoarchean metasedimentary belts in the Superior Province: Detrital zircon U-Pb LA-ICP-MS geochronology of the Opinaca and La Grande subprovinces. Precambrian Research; volume 347. doi.org/10.1016/j.precamres.2020.105819

COLVINE, A.C., ANDREWS, A.J., CHERRY, M.E., DUROCHER, M.E., FYON, A.J., LAVIGNE Jr., M.J., MACDONALD, A.J., MARMONT, S., POULSEN, K.H., SPRINGER, J.S., TROOP, D.G., 1984. An Integrated Model for the Origin of Archean Lode Gold Deposits. OMNR-OGS, Open File Report 5524, 192 p. Source

CORFU, F., STOTT, G.M., BREAKS, F.W., 1995. U-Pb geochronology and evolution of the English River sub-province, an Archean low P – high T metasedimentary belt in the Superior Province. Tectonics; volume 14, pages 1220-1233. doi.org/10.1029/95TC01452

CÔTÉ-ROBERGE, M., 2018. Contexte tectonométamorphique du nord-ouest du Complexe de Laguiche, Sous-province d’Opinaca, Eeyou Itschee Baie-James. Mémoire de maîtrise, Université Laval, 202 pages. Source

DAVIS, W.J., GARIÉPY, C., SAWYER, E.W., 1994. Pre-2.8 Ga crust in the Opatica gneiss belt: A potential source of detrital zircons in the Abitibi and Pontiac subprovinces, Superior Province, Canada. Geology; volume 22, pages 1111-1114. doi.org/10.1130/0091-7613(1994)022%3C1111:PGCITO%3E2.3.CO;2

DAVIS, W.J., MACHADO, N., GARIÉPY, C., SAWYER, E.W., BENN, K., 1995. U-Pb geochronology of the Opatica tonalite-gneiss belt and its relationship to the Abitibi greenstone belt, Superior Province, Quebec. Canadian Journal of Earth Sciences; volume 32, pages113-127. doi.org/10.1139/e95-010

FRANKLIN, J., GIBSON, H., JONASSON, I., GALLEY, A., 2005. Volcanogenic massive sulfide deposits. Economic Geology; volume 100, pages 523-560. doi.org/10.5382/AV100.17

GALLEY, A., HANNINGTON, M., JONASSON, I., 2007. Volcanogenic Massive Sulphide Deposits. In: A synthesis of major deposit types, district metallogeny, the evolution of geological provinces, and exploration methods. (Goodfellow, W.D., editor). Mineral deposits of Canada: Geological Association of Canada, Mineral Deposits Division, Special Publication No. 5, pages 141-161. source

GALLOWAY, S., 2019. Geology and chemo-stratigraphy of the Colomb-Chaboullié greenstone belt, James Bay, Quebec. Mémoire de maîtrise, Université du Québec, Institut National de la Recherche Scientifique Centre Eau Terre Environnement, 123 pages. Source

GALLOWAY, S., ROSS, P.-S., BANDYAYERA, D., DAOUDENE, Y., 2019. Contemporaneously erupted tholeiitic and calc-alkaline magmas in the Archean Colomb-Chaboullié greenstone belt, James Bay, Quebec: Petrologic implications. Precambrian Research; volume 331, pages 1-18. doi.org/10.1016/j.precamres.2019.105363

HAMILTON, M.A., GOUTIER, J., BUCHAN, K.L., 2016. Minto Large Igneous Province: A 2.00 Ga Mafic Magmatic Event in the Eastern Superior Craton Based on U-Pb Baddeleyite Geochronology and Paleomagnetism. Acta Geologica Sinica; volume 90, pages 69-70. doi.org/10.1111/1755-6724.12892

HAMILTON, M.A., GOUTIER, J., MATTHEWS, W., 2001. U-Pb baddeleyite age for the Paleoproterozoic Lac Esprit dyke swarm, James Bay region, Quebec. Geological Survey of Canada; Current Research 2001-F5, 8 pages. doi.org/10.4095/212672

HEAMAN, L.M., 1997. Global mafic magmatism at 2.45 Ga: Remnants of an ancient large igneous province? Geology; volume 25, pages 299-302. doi.org/10.1130/0091-7613(1997)025<0299:GMMAGR>2.3.CO;2

KERRICH, R., GOLDFARB, R.J., RICHARDS, J.P., 2005. Metallogenic provinces in an evolving geodynamic framework. Economic Geology; volume 100, pages 1097-1136. doi.org/10.5382/AV100.33

KROGH, T.E., CORFU, F., DAVIS, D.W., DUNNING, G.R., HEAMAN, L.M., KAMO, S.L., MACHADO, N.,GREENOUGH, J.D., NAKAMURA, E., 1987. Precise U-Pb isotopic ages of diabase dykes and mafic to ultramafic rocks using trace amounts of baddeleyite and zircon. In Mafic dyke swarms. (Halls, H.C., Fahrig, W.F., editors). Geological Association of Canada; Special Paper 34, pages 147-152.

MAIER, W.D., GROVES, D.I., 2011. Temporal and spatial controls on the formation of magmatic PGE and Ni-Cu deposits. Mineralium deposita; volume 46, pages 841-857. doi.org/10.1007/s00126-011-0339-6

MARTIN, R.F., DE VITO, C., 2005. The Patterns of Enrichment in Felsic Pegmatites ultimately depend on Tectonic Setting. The Canadian Mineralogist; volume 43, pages 2027-2048. Source

PERCIVAL, J.A., SKULSKI, T., SANBORN-BARRIE, M., STOTT, G.M., LECLAIR, A.D., CORKERY, M.T., BOILY, M., 2012. Geology and tectonic evolution of the Superior province, Canada. Chapter 6 In: Tectonic styles in Canada: The Lithoprobe perspective (Percival, J.A., Cook, F.A., Clowes, R.M., editors). Geological Association of Canada; Special Paper 49, pages 321-378.

SAWYER, E.W., BENN, K., 1993. Structure of the high-grade Opatica belt and adjacent low-grade Abitibi Subprovince: an Archaean mountain front. Journal of Structural Geology; volume 15, pages 1443-1458. doi.org/10.1016/0191-8141(93)90005-U

TAGUE, P.D., 2019. Caractérisation pétrologique et géochimique des roches mafiques et ultramafiques de la ceinture de Colomb-Chaboullié (Baie-James). Mémoire de maîtrise, Université du Québec à Chicoutimi, 219 pages. Source

 

4 novembre 2022