Les premiers géologues des gouvernements provincial et fédéral à avoir travaillé dans le secteur du lac De Montigny (canton de Vassan, feuillet SNRC 32C04) sont Bancroft (1913), Mailhiot (1920), Cooke (1926), James et Mawdsley (1927), Cooke et al. (1931), Hawley (1931), Auger (1947) et Norman (1947). Une géologie préliminaire des quelques îles réparties sur le lac De Montigny est présentée sur les cartes de ces auteurs. L’étendu de ce qui allait devenir le Pluton de Snowshoe, qui se situe à ~1,5 km à l’ouest de l’Intrusion de l’île Siscoe, n’était que très approximativement définie jusqu’au milieu des années 1930. 

Les premiers forages traversant cette intrusion ont été réalisés en 1937 par la compagnie Snowshoe Gold Mines (Shaw, 1937). L’apport de la géophysique a été très important pour tracer les limites de cette unité. Les cartes magnétiques produites entre 1940 et 1950 (Koulomzine, 1942; Brossard et Koulomzine, 1943; Koulomzine, 1943; Geoffroy et Koulomzine, 1947; Shaw et MacCallum, 1949) ont en effet permis de circonscrire cette masse intrusive. D’Aragon (1947) mentionne la présence d’une coupole « granodioritique » dans son rapport sur l’avancement des travaux géologique sur la propriété « Snowshoe ». Cette intrusion n’apparaissait pas jusqu’alors sur les cartes géologiques puisqu’elle se trouve complètement recouverte par les eaux du lac De Montigny. En 1949 et 1952, Ingham publie un rapport et une série de 4 cartes géologiques couvrant la totalité du canton de Vassan (Ingham, 1949, 1952a, 1952b, 1952c et 1952d). Sur la carte du quart SW de ce canton (Ingham, 1952d), la bordure du Pluton de Snowshoe est grossièrement tracée. La masse intrusive n’est pas nommée, mais à cette époque, la compagnie qui possédait les claims qui couvraient cette intrusion était la Snowshoe Gold Mines, d’où sera tirée l’appellation du pluton.

Du point de vue régional, à la faveur d’une nouvelle nomenclature stratigraphique des roches volcaniques du secteur Val-d’Or–Malartic, Latulippe (1966) propose de subdiviser le Groupe de Malartic en deux sous-groupes, soit au nord, le « Malartic-inférieur » et au sud, le « Malartic supérieur ». En 1976, Latulippe publie un livret-guide sur la région de Val-d’Or–Malartic dans le cadre d’une excursion géologique réalisée dans le cadre d’un congrès de l’ICM. Durant la même période, Imreh (1976a et 1976b) publie plusieurs rapports traitant de la stratigraphie du Sillon de La Motte-Vassan. Le Pluton de Snowshoe n’y est pas mentionné en raison de sa situation sous les eaux du lac De Montigny. Germain (1982) produit par la suite des compilations et des interprétations géologiques de la région de Val-d’Or (feuillet 32C04). Ces cartes inédites ont servi de référence pour plusieurs des travaux du Ministère réalisés dans ce secteur au cours des années 1990. En 1984, Imreh rédige une synthèse géologique du Sillon de La Motte-Vassan (Imreh, 1984) qui devient un ouvrage de référence. La position du Pluton de Snowshoe est également indiquée sur la carte de Desrochers et al. (1996a et 1996b).

Les plus récentes cartes géologiques du cadran NW du feuillet 33C04 (lac De Montigny) publiées par le Ministère proviennent des travaux de cartographie de Pilote (2015) et de Pilote et Lacoste (2017). Ces auteurs ont identifié cette masse intrusive comme une diorite quartzifère. Toutefois l’examen des carottes de forages disponibles, ainsi que les analyses géochimiques et les lames minces recueillies lors de la campagne de terrain de 2021 dans cette région indiquent qu’il s’agit plutôt d’une tonalite albitisée et partiellement hématitisée.

Du point de vue économique, la première découverte en surface de minéralisation aurifère près du rivage du lac De Montigny remontre à 1911 par F. Lapalme (Ducharme, 2010). Des veines de quartz aurifères ont également été découvertes dans le secteur de la mine Kiena par le prospecteur Barney Parker sur l’île Parker du lac De Montigny entre 1911 et 1914 (Ducharme, 2010). Une ruée vers l’or s’amorce dans le secteur du lac De Montigny en 1929 à la suite du début de l’exploitation à la mine Siscoe, la première mine au Québec à produire exclusivement de l’or (Trudel, 1985). Les activités d’exploration s’intensifient avec la production d’or dans deux autres mines situées sur les rives est et sud du lac De Montigny respectivement, soit la mine Sullivan en 1934 et la mine Shawkey en 1936 (Trudel, 1985).

La géologie de la mine Siscoe, adjacente au Pluton de Snowshoe du côté est, est décrite entre autres dans les travaux de Trudel (1985), Tessier et al. (1990) et Sauvé et al. (1993). Dans leurs rapports, Beaudoin et al. (1987) et Sauvé et al. (1993) décrivent la géologie des propriétés Callahan et Wesdome qui sont situées dans la partie NW du lac De Montigny. Les minéralisations aurifères décrites dans ce secteur se trouvent uniquement dans de petites intrusions et des dykes de composition dioritique à dioritique quartzifère formant des masses de forme sigmoïde bordées par des zones de cisaillement. Toutes ces masses intrusives sont situées à faible distance du Pluton de Snowshoe et elles pourraient possiblement toutes appartenir à une même suite intrusive calco-alcaline syntectonique (Sauvé et al., 1993).

Le Pluton de Snowshoe semble découpé par plusieurs zones de cisaillements ESE-WNW qui contrôlent la position des principales minéralisations aurifères reconnues (Castonguay et Gauthier, 2000). Castonguay et Gauthier (2000) ont résumé les divers travaux d’exploration menés sur la propriété Wesdome (qui comprend le Pluton de Snowshoe) durant la période comprise entre 1933 et 2000. De plus, ils y donnent une description très détaillée de la géologie de la propriété et des zones minéralisées.

La géologie du Pluton de Snowshoe est mal connue, puisque celui-ci est totalement recouvert par les eaux du lac De Montigny. Sur la carte du gradient magnétique, cette intrusion est caractérisée par une zone de faible susceptibilité magnétique qui se poursuit vers l’est et ceinture l’île Siscoe. Les volcanites et les intrusions ultramafiques de la Formation de Dubuisson (nAdu2) qui se situent en périphérie de l’intrusion, définissent un halo montrant une susceptibilité magnétique nettement plus élevée et bien définie. Les descriptions qui suivent proviennent principalement des travaux de Sauvé et al. (1993), Morasse (1998) et Castonguay et Gauthier (2000).

Le Pluton de Snowshoe montre une forme plus ou moins circulaire avec un diamètre de 1,5 km. Ses limites sont assez bien définies par les forages et les données magnétiques. Son contact sud présente un pendage incliné à ~70° vers le nord. La bordure est du pluton montre plusieurs petites apophyses et dykes, tandis que la bordure ouest est disloquée par plusieurs failles et zones de cisaillement. Les carottes de forage montrent une roche de structure et de composition uniformes. Les analyses géochimiques des échantillons de forage (courtoisie de la compagnie Wesdome) prélevés lors de la campagne de terrain de 2021 du Ministère confirme qu’il s’agit de tonalite et très localement de granodiorite albitisées. Sauvé et al. (1993), Morasse et al. (1995) et Castonguay et Gauthier (2000) avait décrit cette intrusion comme une granodiorite. Cependant, l’examen pétrographique révèle peu ou pas de feldspath potassique et montre que le plagioclase est faiblement à fortement remplacé par de l’albite. Cette altération sodique produit un artefact dans les diagrammes classiques de classification géochimique (diagramme ternaire QAP de Streckeisen, 1980 et de Le Maitre, 1976; diagramme SiO₂ vs. Na₂O + K₂O de Middlemost, 1994) et se traduit par un déplacement des analyses dans le champ des granodiorites (à cause de la somme de Na₂O + K₂O). Les échantillons du Pluton de Snowshoe se projettent dans le champ tonalitique des diagrammes P-Q de Debon et Lefort (1983) et An-Ab-Or de Barker (1979).

La roche granitoïde est de couleur gris à gris pâle, équigranulaire et à grain moyen (de 0,5 à 3 mm). Les cristaux de feldspath blanchâtres ont un contour plus ou moins flou, de forme essentiellement hypidiomorphe à idiomorphe. Le plagioclase original (An_30-35) est communément transformé en albite criblée d’inclusions de muscovite, de clinozoïsite et d’épidote (Sauvé et al., 1993). Le quartz (19 à 25 %) est interstitiel. La hornblende verte (5 à 10 %) ainsi que la biotite (1 à 10 %) sont largement préservées. La hornblende est aciculaire, à contour net et bien visible, alors que la biotite est présente en traces (Castonguay et Gauthier, 2000). Quelques grains d’ilméno-hématite et de magnétite sont partiellement préservés. La biotite et la hornblende sont remplacées par la chlorite, l’épidote, le carbonate, le quartz et sphène, alors que l’ilméno-hématite et la magnétite présentent des couronnes de sphène et d’épidote, respectivement, suggérant que les assemblages minéraux primaires ont été métamorphisés au faciès des schistes verts (Morasse et al., 1995).

Les altérations observées localement donnent à la roche des colorations particulières : gris verdâtre (altération en chlorite), rougeâtre (hématitisation) ou gris jaunâtre (lessivage des minéraux ferromagnésiens et formation d’albite, de séricite et carbonate) (Castonguay et Gauthier, 2000). Cette masse intrusive est par endroits coupée par de petits dykes d’aplite centimétriques. Ceux-ci constituent possiblement des phases magmatiques tardives du pluton et présentent diverses couleurs : blancs, rosés et vert jaunâtre (Castonguay et Gauthier, 2000).

La bordure NE du Pluton de Snowshoe est tronquée par une série de cassures d’importance variable (zones de cisaillement, fractures, joints) qui sont localement hôtes de minéralisations aurifères. Le cisaillement « K » et certaines structures possiblement associées, reconnues à l’ancienne mine Siscoe, ont été prolongés au nord du Pluton de Snowshoe (Sauvé et al., 1993; Castonguay et Gauthier, 2000). Cette zone de cisaillement, est subparallèle en plan à la stratification et orientée à 300° avec un pendage de 75° à 80° vers le NE. Les zones minéralisées A, B, C et D sont situées dans les roches volcaniques au NE du Pluton de Snowshoe. Ces zones sont orientées à 120°, inclinées respectivement à 45° et 65-70° vers le SW. Elles recoupent les roches basaltiques et certaines intrusions felsiques à pendage NE. Ces zones minéralisées sont situées au sud du cisaillement « K », lequel semble les tronquer. La structure A est logée dans des basaltes dans sa partie supérieure et poursuit sa trajectoire dans le Pluton de Snowshoe en profondeur pour converger ultimement vers la zone E (Castonguay et Gauthier, 2000). Les autres zones minéralisées qui affectent la partie NE du Pluton de Snowshoe et qui se prolongent dans les volcanites de la Formation de Dubuisson sont les suivantes : E, E1, E2, E3, F et L (Castonguay et Gauthier, 2000). Leur orientation et leur lien avec la minéralisation aurifère sont précisés dans le rapport de Castonguay et Gauthier (2000). Les veines aurifères coupent les roches volcaniques et les roches intrusives, y compris le Pluton de Snowshoe, mais elles semblent rares dans l’intrusion même (Sauvé et al., 1993). 

Des essaims de dykes sont particulièrement abondants dans les roches basaltiques à l’est ou au NE du Pluton de Snowshoe (Sauvé et al., 1993; Castonguay et Gauthier, 2000). La plupart d’entre eux sont décrits visuellement comme des « granodiorites et tonalites ». Des affleurements observés sur les îles avoisinantes montrent quelques-uns de ces dykes injectés dans l’encaissant volcanique. La plupart de ces dykes semblent orientés à 120°, parallèles à la stratification ou aux structures décrites précédemment. Leur puissance moyenne est de l’ordre de la dizaine de mètres. Localement, ils envahissent les roches volcaniques jusqu’à former près de 50 % des surfaces observées (Castonguay et Gauthier, 2000). Ces dykes présentent des compositions comparables à celle du Pluton de Snowshoe et ils pourraient donc lui être apparentés (Sauvé et al., 1993; Castonguay et Gauthier, 2000). Les dykes ne contiennent pas de microcline (Sauvé et al., 1993) et leur granulométrie est généralement inférieure à celle de l’intrusion principale. Le feldspath constitue le minéral dominant et se présente sous la forme de cristaux hypidiomorphes à idiomorphes. Le contour des grains est plus ou moins net. La granulométrie varie généralement de 2 à 4 mm et des phénocristaux de feldspath peuvent localement former jusqu’à 40 à 70 % de la roche. La couleur des dykes varie grandement en fonction de la nature et de l’intensité de l’altération. Ils sont affectés par les mêmes altérations que celles observées dans le Pluton de Snowshoe. La portion des minéraux ferromagnésiens (5 à 10 %) est toutefois légèrement plus élevée dans les dykes que dans l’intrusion principale. L’amphibole forme localement jusqu’à plus de 5 % de la roche et est, par endroits, partiellement à presque entièrement transformée en chlorite (Castonguay et Gauthier, 2000). Certains dykes sont porphyriques avec des phénocristaux de plagioclase ou de hornblende de 2 mm baignant dans une matrice quartzofeldspathique à grain très fin (Sauvé et al., 1993). Des dykes de diorite quartzifère et de diorite contenant 10 à 25 % de minéraux ferromagnésiens sont beaucoup moins abondants que les dykes plus felsiques (Castonguay et Gauthier, 2000).

Le métamorphisme régional subi par les roches du Pluton de Snowshoe se situe à la limite supérieure du faciès des schistes verts, dans la zone de la biotite (Sauvé et al., 1993). Cependant, ce pluton est associé à une auréole de métamorphisme de contact. Le métamorphisme des roches au pourtour a atteint le faciès supérieur des schistes verts/inférieur des amphibolites (Pilote et Lacoste, 2017).