Le Batholite de Pascalis-Tiblemont chevauche la limite E-W des feuillets SNRC 32C03 et 32C06 et occupe une part importante des cantons de Pascalis, Tiblemont, Courville et Fiedmont. Les premières campagnes de reconnaissance géologique dans cette région remontent à la fin du XIXe siècle et ont été réalisées par R. Bell (1902) le long du tracé de la rivière Bell. En 1906 et 1907, W. J. Wilson (Wilson, 1910) a fait une reconnaissance géologique dans un couloir d’une largeur d’environ 16 km (dix milles) de part et d’autre du chemin de fer Transcontinental (Canadien National) dans le tronçon situé à l’ouest de la ville de Québec. Il a exploré, entre autres, les régions au nord du batholite. La première campagne de cartographie géologique de grande envergure a été effectuée par M. E. Wilson en 1907 et les années subséquentes; son rapport couvrant l’ensemble du comté de Témiscamingue a été publié en 1918 (Wilson, 1918). Une autre vaste reconnaissance géologique touchant cette région a été réalisée par Wilson et al. (1925). Quelques années plus tard, d’autres levés géologiques ont couvert la partie ouest du canton de Courville (James et Mawdsley, 1929). 

En 1932, les études de A. M. Bell et L. V. Bell (1932a et 1932b) pour le compte du service des Mines du Québec ont donné un aperçu général de la géologie de ce secteur. D’autres campagnes de reconnaissance géologique réalisées dans la région ont été produites par Cooke et al. (1931), Bell (1933a et 1933b) et Bell et Bell (1934a et 1934b), MacLaren (1950), Tremblay (1956), ainsi que par la Commission géologique du Canada et le service des Mines du Québec (1936).  

La cartographie à l’échelle du quart de canton a commencé dans cette région avec les travaux de McDougall (1951a) dans le canton de Pascalis. McDougall (1951a, 1951b, 1951c et 1951d) y a reconnu la présence de lithologies intrusives comprenant une suite de monzonite quartzifère, de granite et de diorite qu’il a regroupée sous l’appellation de « Batholite de Tiblemont ». Ce nom est plus tard devenu « Batholite de Pascalis-Tiblemont » (McDougall, 1952). McDougall (1951a, 1951b, 1951c et 1951d) a décrit la partie SW de l’intrusion comme étant surtout formée de monzonite quartzifère avec des quantités moindres de granite et de granodiorite. Dans son rapport de la partie sud du canton de Pascalis et SW du canton de Tiblemont, McDougall (1952) décrit le batholite comme un amalgame de plusieurs lithologies incluant des dykes de leucogranite, du granite à biotite, du gabbro, de la monzonite, de la syénite, de la granodiorite, de la diorite-diorite quartzifère et de l’amphibolite. Durant les années 1955-1956, Latulippe (1955a, 1955b et 1956b) a produit trois cartes ainsi qu’une compilation de la géologie du canton de Tiblemont. Il a décrit le Batholite de Pascalis-Tiblemont comme une intrusion complexe qui inclut des faciès tant felsiques (granites) que mafiques (gabbros). Brown (1958) a publié un rapport préliminaire sur la géologie du canton de Fiedmont. Latulippe (1975) a effectué plus tard quelques travaux additionnels dans cette région. Le nord du lac Pascalis a été cartographié par Germain (1978). Dans le cadre de ses travaux dans le canton de Courville, il a constaté que la plus grande partie du Batholite de Pascalis-Tiblemont est constituée de granodiorite et que plusieurs filons-couches et dykes de composition variant de granodiorite à monzonite affleuraient au nord de ce batholite. Lacoste (1984) a mis à jour la carte du canton de Fiedmont. Gariépy (1988) a mené une campagne de cartographie détaillée et d’échantillonnage systématique de la propriété Tiblemont. Cette propriété couvrait approximativement le tiers oriental du Batholite de Pascalis-Tiblemont. Il décrit une intrusion polyphasée qui comprend des diorites, des monzodiorites (± quartzifères) à biotite, des granodiorites et des granites magnétiques. Parallèlement à ces travaux de cartographie dans la région du lac Saint-Vincent (Moorhead, 1990), Moorhead (1991) publie un rapport qui caractérise les structures aurifères du Batholite de Pascalis-Tiblemont. Les cartes de Pilote et al. (2017a, 2017b et 2017c) représentent les documents les plus récents portant sur le Batholite de Pascalis-Tiblemont. Une datation récente d’une phase précoce de l’intrusion a confirmé que sa mise en place est contemporaine du volcanisme environnant (David, 2022).

Plusieurs indices d’or ont été découverts dans le Batholite de Pascalis-Tiblemont. Les filons-couches ou les plutons satellites autour de l’intrusion sont également les hôtes de plusieurs minéralisations aurifères. La majorité des indices d’or se trouvent dans la portion est du batholite et à l’intérieur ou à proximité de la Zone de cisaillement de Manneville (Moorhead, 1991; Pilote et al., 2017a). Celles-ci sont caractérisées par des veines ou des réseaux de veines de quartz centimétriques à rarement décamétriques contenant une faible quantité de pyrite grossière. Ces veines s’injectent dans des factures ou dans des failles fragiles-ductiles d’orientation NW à NE (Moorhead, 1991). Les minéralisations semblent principalement localisées près ou au contact de roches de compétences différentes (Gariépy, 1988; Simoneau et al., 1990; Provost et al., 2004; Amrhar, 2014; Lapointe, 2019) au pourtour du batholite, à proximité du contact avec les roches volcaniques ou encore à l’intérieur de l’intrusion à la limite entre les différentes phases dioritiques à tonalitiques.

Le Batholite de Pascalis-Tiblemont est un pluton synvolcanique multiphasé centré sur le lac Tiblemont (Gariépy, 1988; Pilote et al., 2017a, 2017b et 2017c; David, 2022). Les principales lithologies composant ce batholite ont été diversement nommées par les auteurs. L’intrusion se compose surtout de tonalite à biotite généralement leucocrate, de tonalite à hornblende magnétique, de diorite quartzifère et de diorite à hornblende (Moorhead, 1991; Pilote et al., 2016 et 2017b). Ces unités montrent très communément des relations mutuelles d’injection multiple par dykes (Gariépy, 1988; Moorhead, 1991; Pilote et al., 2017a et 2017c), les phases tardives les plus différenciées recoupant ou bréchifiant les phases plus précoces. Ces phénomènes ne permettent pas d’identifier facilement et de manière cohérente les diverses phases intrusives en affleurement. Des observations comparables touchant l’architecture et l’abondance de dykes ont été relevées dans le cas de plusieurs intrusions synvolcaniques, dont le Pluton de Chibougamau (Racicot, 1980 et 1981; Racicot et al., 1984), le Complexe d’Eau Jaune (Tait et al., 1987; Tait 1992a et 1992b; Kiefer, 2019;  Kiefer et al., 2022) et le Pluton de Flavrian (Goldie, 1976, 1978; Rive, 1994; Richard, 1998). La présence de granodiorite dans le Batholite de Pascalis-Tiblemont est mentionnée dans plusieurs travaux d’exploration, mais ce point n’a pu être confirmé de façon formelle par Moorhead (1991) ou Pilote et al. (2017a et 2017c). Une hématitisation importante pourrait être la cause de cette identification erronée. Les diorites sont communément les premières phases intrusives à s’être mises en place (Gariépy, 1988; Moorhead, 1991). Ces phases sont systématiquement contenues en enclaves dans la tonalite et la leucotonalite. La tonalite est coupée par une abondance de dykes leucotonalitiques à grain fin et, plus rarement, par des dykes mafiques. La distribution et la densité des dykes observés dans la région sont variables. Gariépy (1988) décrit des dykes felsiques porphyriques à feldspath et à quartz et des dykes d’aplite rose. Leur fréquence est plus importante de part et d’autre du lac Tiblemont (Gariépy, 1988). Dans la partie est du batholite, ces dykes apparaissent beaucoup moins abondants. Près du pourtour de l’intrusion, la tonalite renferme communément des enclaves de basalte, d’andésite et de rhyolite rubanée de dimension décimétrique à décamétrique appartenant à la Formation de Lanaudière et au Groupe d’Assup (Rocheleau et al., 1997) et qui ont conservé leur orientation d’origine (Latulippe, 1956b; Moorhead, 1991; Pilote et al., 2017a et 2017c). 

L’intensité de la déformation régionale est généralement faible. Cette déformation est surtout confinée à de minces zones de cisaillement orientées NW à NE et, plus rarement, E-W (Moorhead, 1991). Un couloir de déformation important, orienté NW, épouse la bordure nord du batholite. Il est marqué par une schistosité accrue dans les volcanites et une zone de cisaillement plus mince dans la tonalite. Ce couloir diminue en largeur vers l’est et ne semble pas se poursuivre au SE dans les volcanites. Il se situe dans le prolongement cartographique de la Zone de cisaillement de Manneville plus à l’ouest et représente fort probablement son prolongement vers l’est (Moorhead, 1991). Plusieurs systèmes de fractures (E-W, NW-SE et N-S) ont été mis en évidence. Les roches encaissantes de l’intrusion sont au faciès des schistes verts. Une zone de métamorphisme de contact au faciès des amphibolites est présente au pourtour du batholite sur une épaisseur de près de 1 km. 

Sur la carte la plus récente du Ministère (Pilote et al., 2017a, 2017b et 2017c), cinq unités lithologiques sont individualisées au sein du Batholite de Pascalis-Tiblemont. L’unité nApat1, qui couvre la superficie la plus importante, comprend un amalgame de diorite quartzifère et, localement, de tonalite. La tonalite et la diorite quartzifère de l’unité nApat2 couvrent une petite superficie (6,3 km²) au nord du lac Dandin, au niveau de la bordure ouest du batholite. Les portions NW et centrale du batholite sont occupées par la diorite et les dykes de diorite quartzifère et de tonalite magnétique de l’unité nApat3. L’unité nApat4, décrite comme une tonalite magnétique et une diorite quartzifère, est surtout présente à la bordure NE du batholite, en contact avec la Zone de cisaillement de Manneville. Finalement, l’unité dioritique la plus ancienne (nApat5) qui occupait quelques petites zones éparses sur les cartes de Pilote et al. (2017a, 2017b et 2017c) a été réassignée à l’unité nApat1 lors de la rédaction de la fiche stratigraphique.

Batholite de Pascalis-Tiblemont 1 (nApat1) : diorite, diorite quartzifère et localement tonalite

Cette unité couvre plus de 60 % de la superficie de ce batholite. Elle correspond grossièrement aux zones de faible magnétisme observées sur la carte du champ magnétique résiduel (Commission géologique du Canada et al., 2009; Moussaoui, 2009). Cette phase d’aspect très hétérogène est formée d’une diorite mésocrate verdâtre, équigranulaire, massive et à grain moyen (1,2 mm de diamètre). Le plagioclase en cristaux hypidiomorphes constitue 40 % de la roche. La chlorite représente le minéral ferromagnésien le plus abondant en remplacement de la hornblende. Cette diorite contient de façon caractéristique de 10 à 20 % d’enclaves de diorite mélanocrate à grain fin. Ces enclaves de taille centimétrique sont communément allongées subparallèlement à la foliation principale d’orientation NW-SE. Les unités dioritiques mésocrates et mélanocrates constituent les phases intrusives les plus anciennes du Batholite de Pascalis-Tiblemont. Les faciès mélanocrates se trouvent principalement sur les affleurements situés sur le rivage de la moitié sud du lac Tiblemont. 

En bordure du batholite, les diorites ont partiellement ou complètement assimilé les enclaves de roches volcaniques avoisinantes, mais celles-ci ont conservé par endroits certaines structures volcaniques, telles que le rubanement dans les coulées felsiques. Les minéraux primaires des roches volcaniques ont été complètement recristallisés et la roche est caractérisée par une granulométrie grossière (Latulippe, 1956a).

Toutes ces lithologies sont coupées par des dykes de diorite quartzifère à hornblende et de tonalite à hornblende-biotite d’épaisseur (de 20 cm à 1 m) et de proportions (de 5 à 15 %) variables. Ces dykes présentent des susceptibilités magnétiques très variables.

Batholite de Pascalis-Tiblemont 2 (nApat2) : tonalite et diorite quartzifère

Cette unité, située dans la partie NE du batholite, a été reconnue en affleurement (Lacoste, 1984) et surtout en forage (Gill et al., 1981). Elle se compose d’intercalations de tonalite équigranulaire à biotite et à quartz bleuté et de diorite quartzifère en plus faible proportion. La tonalite est en contact intrusif net ou progressif avec la diorite quartzifère. Toutes ces lithologies montrent une susceptibilité magnétique légèrement plus faible que les phases intrusives avoisinantes.

La tonalite possède une couleur gris rosé et elle est formée de phénocristaux de quartz et de feldspath dans une matrice de même composition. Le quartz est présent dans une proportion de plus de 15 % et la biotite et la chlorite représentent des minéraux secondaires (Germain, 1978).

Batholite de Pascalis-Tiblemont 3 (nApat3) : diorite quartzifère et tonalite magnétique

L’unité nApat3 consiste en un ensemble de diorite quartzifère hétérogène recoupée ou en contact graduel avec des phases tonalitiques à hornblende. Ces dernières phases montrent une susceptibilité magnétique plus élevée que les diorites. Cette unité se présente comme une bande orientée N-S dans la partie centrale du batholite et forme aussi une masse volumineuse à son extrémité NW. Dans ce cas particulier, le contact avec les lithologies volcaniques montre une inclinaison inférieure à 30° vers l’est, subparallèle à l’orientation de la foliation régionale dans ce secteur (gîte McKenzie No 1 (A) : Green Zone). La proportion de diorite quartzifère est généralement plus importante que celle de la tonalite. Dans la partie SW du lac Tiblemont, les tonalites bréchifient les faciès dioritiques plus anciens.

Batholite de Pascalis-Tiblemont 4 (nApat4) : tonalite magnétique et diorite quartzifère

Cette unité forme de minces bandes d’orientation N-S dans la demi-ouest du batholite. On la trouve également en larges bandes et en amas le long des bordures nord, est (Carling Gold Resources, 1988) et sud de l’intrusion. Cette unité présente communément un aspect et une composition hétérogène. La lithologie la plus commune consiste en une tonalite à biotite et épidote hématitisée, de couleur rosée à gris blanchâtre, homogène, massive et à grain grossier (diamètre 2,0 à 2,5 mm). La susceptibilité magnétique de cette unité est nettement plus élevée que les phases intrusives adjacentes. La tonalite est généralement composée de quartz (25 %), de plagioclase (55 %) et de biotite-chlorite-épidote (20 %).

Ces tonalites apparaissent sous la forme de grands amas ou de dykes injectés dans les diorites quartzifères grenues et équigranulaires riches en hornblende (nApat1?) ou en contacts graduels avec celles-ci. Des veines de quartz subparallèles aux contacts de ces dykes sont souvent présentes. Les proportions de tonalite et de diorite quartzifère varient fortement d’une zone d’affleurement à l’autre, quoique le faciès tonalitique domine en général. Les tonalites contiennent communément des enclaves de diorites de tous les types, ainsi que des enclaves de laves mafiques et, plus rarement, felsiques, particulièrement près des bordures du batholite.