La Formation d’Obatogamau a été instaurée par Cimon (1977) en référence aux lacs Obatogamau localisés dans le feuillet 32G09. Par la suite, plusieurs auteurs ont cartographié et décrit, dans différentes régions (feuillets 32F01, 32F02, 32F07, 32F08, 32F09, 32F16, 32G05, 32G06, 32G07, 32G08, 32G09, 32G11, 32G11, 32G12, 32G13, 32G14, 32G15, 32G16, 32H12, 32I04, 32J01, 32J02, 32J03 et 32J04), des roches volcaniques, volcanoclastiques et localement sédimentaires appartenant à la Formation d'Obatogamau sans nécessairement les assigner à cette unité (voir le tableau ci-dessous). Sur le flanc nord de l'Anticlinal de Chibougamau, les basaltes et les basaltes andésitiques assignés au départ à la portion inférieure de la Formation de Gilman (Ludden et al., 1984; Daigneault et Allard, 1990) ont été regroupés par Leclerc et al. (2008) dans le Membre de David. Toutefois, l'inclusion du Membre d'Allard sus-jacent dans la Formation de Waconichi a entraîné l'abandon de la Formation de Gilman et l'intégration du Membre de David à la Formation d'Obatogamau (Leclerc et al., 2011). La subdivision en quatre unités informelles a été mise à jour dans le cadre de la rédaction de cette fiche stratigraphique. ​À la suite d’un levé géologique dans la région du lac la Trêve, Daoudene et Beaudette (2021) ont utilisé des critères géochimiques pour subdiviser l'unité nAob1 en quatre sous-unités informelles (nAob1a à nAob1d).

La Formation d’Obatogamau correspond à la partie inférieure du premier cycle volcanique du Groupe de Roy (Cimon, 1977; Daigneault et Allard, 1990). Dans le secteur du canton de Queylus (feuillet 32G09) où elle a été reconnue au départ, la Formation d'Obatogamau regroupe trois unités informelles (inférieure, médiane et supérieure) de basalte qui se distinguent par le pourcentage de phénocristaux de plagioclase. Ce pourcentage varie de 1 à 3 % dans l'unité inférieure, atteint typiquement 20 % dans l'unité médiane et 1 % dans l'unité supérieure, cette dernière étant généralement aphyrique. Bien que ces divisions n'aient pu être généralisées à l'ensemble de la formation, le basalte très porphyrique de l'unité médiane est généralement caractéristique de l'unité informelle nAbo1. Quelques lentilles de roches volcanoclastiques de composition mafique à intermédiaire, localement felsique, et d’affinité calco-alcaline sont intercalées entre les coulées de basalte et de basalte andésitique.(unité nAob2). Le sommet de la Formation d’Obatogamau comprend aussi quelques lentilles de rhyolite et de tuf rhyolitique pyriteux (unités nAob3 et nAob4). Sur le flanc nord de l'Anticlinal de Chibougamau (feuillet 32G16), la partie supérieure de la Formation d’Obatogamau correspond au Membre de David (Leclerc et al., 2011). Au nord-ouest de Chapais (feuillets 32G14-200-0201 et 32J03-200-0101), la Formation d’Obatogamau contient une lentille de roches volcaniques felsiques attribuée au Membre de Pichamobi (Charbonneau et al., 1991). Dans la région du lac Wachigabau ainsi que vers l'est, le SE et le NE (feuillets 32F08 N, 32F09 E et 32G12), les roches volcanoclastiques (p. ex. Sharma, 1981; Lamothe, 1982, 1987; Giovenazzo, 1983, 1986; Doucet, 1993) sont principalement regroupées dans le Membre de Wachigabau. L'unité principale nAob1 a été subdivisée sur la base de critères géochimiques dans le secteur du lac la Trêve (Daoudene et Beaudette, 2021) et en fonction du degré de métamorphisme dans le secteur des lacs Obatogamau.

Formation d’Obatogamau non subdivisée (nAob) : Roches volcaniques, volcanoclastiques et sédimentaires indifférenciées

La Formation d'Obatogamau non subdivisée est principalement située dans la partie SW de l'unité (feuillets 32F02, 32F07, 32F08, 32F09 et 32G12). Elle est constituée de basalte et d'andésite interstratifiés avec des roches volcanoclastiques et, en moindre proportion, sédimentaires (Lamothe, 1981, 1982, 1987; Sharma, 1981; Sharma et Lauzière, 1983; Giovenazzo, 1983, 1986; Gautier, 1986; Barrette, 1989; Lauzière et al., 1989b; Doucet, 1993; Midra et al., 1993).

Le basale et l'andésite forment de minces coulées (2 à 12 m d'épaisseur) coussinées, massives ou bréchiques (brèches de coussin et de coulée) (Sharma et Lauzière, 1983; Gautier, 1986; Giovenazzo, 1986; Lamothe, 1987; Barrette, 1989; Doucet, 1993). Les coulées sont formées à la base d'un niveau homogène de quelques centimètres à >9 m d'épaisseur de lave grenue, généralement massive qui passe graduellement à la lave coussinée (Lamothe, 1987). Les coulées coussinées possèdent communément des cœurs de coussins épidotisés, de forme elliptique et présentant un relief positif en affleurement (Sharma et Lauzière, 1983; Giovenazzo, 1986). Les coussins, d'une longueur de 3 à 80 cm, sont généralement jointifs et délimités par une bordure vitrifiée de 5 à 18 mm d'épaisseur (Lamothe, 1987). La plupart des niveaux de lave coussinée sont surmontés par un niveau de brèche volcanique autoclastique dont l'épaisseur, normalement de l'ordre de quelques centimètres, peut dépasser 3 m. La brèche se compose de 40 à 90 % de fragments anguleux d'hyaloclastes ou de lave dans une matrice aphanitique. Le passage d'un niveau coussiné à un niveau bréchique sommital est plus ou moins transitionnel et des fragments de coussins ou, localement, des coussins entiers peuvent être détachés du niveau coussiné.

Le basalte est généralement vert sombre grisâtre ou, plus rarement, gris clair en surface fraiche; il s'altère vert sombre ou brun clair (Lamothe, 1987). Il possède une structure fluidale primaire et se caractérise par des vésicules et des amygdales de quartz pouvant atteindre 5 cm de diamètre (Sharma et Lauzière, 1983; Gautier, 1986; Giovenazzo, 1986; Lamothe, 1987). Les amygdales sont également remplies de carbonates, d'épidote, de chlorite, d'amphiboles et de pyrite. Des microphénocristaux de plagioclase automorphes saussuritisés peuvent être présents (<3 % de la roche) (Sharma et Lauzière, 1983; Giovenazzo, 1986; Barrette, 1989; Lamothe, 1987; Doucet, 1993). En lame mince, aucune macle n'est préservée, mais les clivages sont soulignés par un remplissage d'épidote (Lamothe, 1987). Les oxydes de fer forment des grains allotriomorphes associés à l'épidote. La mésostase est composée d'un agrégat d'épidote, de hornblende ou d'actinote (jusqu'à 50 %), de quartz, de microlites de plagioclase, de biotite, de magnétite et de leucoxène (Sharma et Lauzière, 1983; Giovenazzo, 1986; Barrette, 1989; Lamothe, 1987; Doucet, 1993). Selon Gautier (1986), les principaux critères discriminants du basalte de l'unité non subdivisée par rapport au basalte de l'unité nAob1 sont la disparition quasi complète des phénocristaux de plagioclase et l'augmentation sensible des niveaux de brèche.

Plusieurs coulées andésitiques sont associées au basalte verdâtre de l'unité non subdivisée (Sharma et Lauzière, 1983; Barrette, 1989). Des mégacoussins, une couleur plus pâle (grise à gris foncé en surface fraiche et gris pâle en surface altérée; Barrette, 1989) et une proportion moindre de minéraux ferromagnésiens les différencient du basalte (Sharma et Lauzière, 1983). Ces coulées sont aussi caractérisées par une abondance de plagioclase. Les phénocristaux de plagioclase, si présents, mesurent au plus 1 cm et ne représentent pas plus de 5 % du volume de la roche (Barrette, 1989). L'andésite montre localement une texture fluidale (ou texture trachytique) bien développée définie par l'orientation préférentielle des microlites finement grenus et des microphénocristaux de plagioclase (Sharma et Lauzière, 1983; Barrette, 1989). Elle contient par endroits des amygdales remplies de carbonate, de quartz, d'épidote, de chlorite et, localement, de pyrite (Barrette, 1989). Dans la région du lac Bachelor (feuillets 32F08-200-0202 N et 32F09-200-0102 S), Doucet (1993) a de plus observé de la dacite porphyrique.

Au voisinage des plutons felsiques, du grenat et du clinopyroxène peuvent être présents dans le basalte et l'andésite (voir unité nAob1d) ainsi que des injections de matériel granitique (Sharma et Lauzière, 1983).

Les roches volcanoclastiques interstratifiées consistent en : tuf homogène à grain fin, tuf à cristaux de feldspath, tuf à lapillis, tuf à blocs et tuf finement lité de composition généralement intermédiaire à felsique (andésitique à rhyodacitique), localement mafique (Lamothe, 1982, 1987; Sharma et Lauzière, 1983; Giovenazzo, 1983, 1986; Gautier, 1986; Barrette, 1989). En général, la roche est gris-vert pâle, gris-vert foncé ou verdâtre en surface fraiche et blanchâtre à gris pâle en surface altérée (Sharma et Lauzière, 1983; Giovenazzo, 1986). Elle possède une patine caractéristique de quelques millimètres d'épaisseur (Sharma et Lauzière, 1983). L'abondance de grains de quartz arrondis, la finesse du litage et la présence de lamines riches en chlorite en alternance avec des lamines feldspathiques (1 à 10 mm d'épaisseur) suggèrent qu'il y ait eu remaniement (Giovenazzo, 1986; Lamothe, 1987). L'unité est métamorphisée au faciès des amphibolites et certains niveaux de tuf comportent de nombreux porphyroblastes de hornblende pœcilitique dans les zones qui étaient à l'origine plus mafiques. La roche est cisaillée en plusieurs endroits et la présence de plis isoclinaux indique une déformation locale très intense (Lamothe, 1987). Les lapillis et les blocs sont habituellement monogéniques, de composition felsique (roches effusives) ou intermédiaire, d'aspect crayeux en surface altérée, généralement amygdalaires, voire ponceux par endroits (Gautier, 1986; Barrette, 1989).

Dans la région du lac Doda (feuillet 32G06-200-0202), les interstratifications sédimentaires trouvées dans les roches basaltiques de la Formation d'Obatogamau sont constituées de wacke feldspathique et de proportions moindres de mudstone, de conglomérat polygénique à fragments jointifs et, localement, de chert silicaté contenant des disséminations et des lits riches en magnétite (Lauzière et al., 1989b; Midra et al., 1993). L'épaisseur des interstratifications sédimentaires varie de quelques dizaines de centimètres, pour les roches sédimentaires chimiques et le mudstone, à >70 m dans le cas du wacke (Lauzière et al., 1989b).

Le wacke forme des lits millimétriques à métriques par endroits granoclassés, chenalisant localement les lits sous-jacents (Lauzière et al., 1989b). Il est généralement difficile de suivre un niveau gréseux sur plus de quelques centaines de mètres, en partie à cause des failles NE, mais possiblement aussi à cause d'une extension latérale limitée des lits. Le conglomérat forme des niveaux métriques lenticulaires et le mudstone, finement stratifié, forme des niveaux décamétriques. Des troncatures de lits produites par le glissement et le « slumping » ont été observées dans ces niveaux. La couleur verdâtre en cassure fraiche, une patine orangée, la proportion moindre de cristaux de plagioclase et une abondance de fragments de phénocristaux mafiques à intermédiaires dans le conglomérat traduisent une source mafique. Au sud de la Faille de Doda, les roches sédimentaires interstratifiées avec le basalte sont complètement recristallisées et composées de grains polygonaux de quartz et de plagioclase, par endroits zonés, avec des proportions variables de biotite, de hornblende et de pistachite. La hornblende forme des porphyroblastes pœcilitiques ou des cristaux tabulaires orientés, tout comme la biotite. La stratification est communément marquée par des lits riches en biotite alternant avec des lits riches en hornblende.

Les roches sédimentaires chimiques sont en fait de minces niveaux de formation de fer contenant des niveaux millimétriques composés de magnétite en cristaux grossiers à moyens accompagnés d'une faible proportion de quartz, des niveaux riches en quartz avec de fines disséminations de magnétite, des niveaux purement cherteux et des niveaux exclusivement argileux, constitués principalement de chlorite pléochroïque ferrifère (Lauzière et al., 1989b). Tout le quartz présent dans les différents niveaux montre des bordures de grains engrenées qui sont caractéristiques des niveaux cherteux d'origine chimique. Des proportions accessoires de séricite et/ou de chlorite en minces cristaux tabulaires sont orientées selon la schistosité régionale.

Formation d’Obatogamau 1 (nAob1) : Basalte, basalte andésitique et amphibolite

Le basalte et le basalte andésitique massifs, coussinés et bréchiques d’affinité tholéiitique de la Formation d'Obatogamau sont caractérisés par la présence commune de phénocristaux de plagioclase associés au développement d'une structure gloméroporphyrique. Les phases massives et coussinées sont les plus répandues. L’axe long des coussins varie entre 10 à 40 cm, mais peut atteindre plus d’un mètre dans les corridors de déformation. Ils peuvent contenir des amygdales ovoïdes de taille millimétrique composées de carbonate et de chlorite. La phase bréchique est rare et se caractérise par la présence de fragments anguleux dont la taille varie de 1 à 5 cm. La roche est uniformément verte en surface fraiche avec des phénocristaux beiges en amas (structure gloméroporphyrique) d’un diamètre pouvant atteindre 3 cm. La roche présente une patine vert foncé à brun orangé dans les zones de cisaillement où domine l’altération en chlorite et en ankérite, alors qu’elle est plutôt vert pâle à beige dans les secteurs où la silice et l’épidote sont abondantes. La silicification est associée à une intense fracturation et à la présence accrue de veinules millimétriques de quartz. Dans tous les cas, l’altération accentue le contour des structures primaires (bordures des coussins, fragments des brèches de coulées). Dans les couloirs de déformation de Kapunapotagen et de Gwillim, les roches volcaniques mafiques sont transformées en schiste à chlorite et à séricite ± ankérite. La déformation et l’altération intenses oblitèrent partiellement les structures primaires de la roche. Le basalte et le basalte andésitique sont localement transformés en amphibolite (grenat-hornblende-plagioclase) en périphérie des plutons, en raison du métamorphisme de contact. Cette amphibolite est distinguée en carte à l'extrémité orientale de la Formation d'Obatogamau (voir unité nAob1d). Les auréoles métamorphiques sont limitées à une largeur de quelques dizaines de mètres, qui atteint localement 500 à 1000 m (Tait et al., 1992, Morin, 1994).

Dans le secteur du Gîte Fenton (région du lac Dickson, feuillet 32G11), les roches volcaniques mafiques de la Formation d'Obatogamau (nAob1) situées à proximité du Complexe anorthositique d'Opawica contiennent jusqu'à 75 %