Les premières observations de ce pluton ont été réalisées par Hawley (1931) et Auger (1940) lors de leurs campagnes de cartographie régionale. Ces auteurs n’ont identifié que quelques rares affleurements isolés de roche intrusive en raison d’une importante couverture glaciaire. Ce n’est qu’à partir des années 1940, à la suite des travaux de Koulomzine (1941) et de Norman (1943 et 1947), que la forme et la composition de cette intrusion ont commencé à être mieux connues. Ces travaux ont été facilités par l’interprétation d’un vaste levé magnétique terrestre ainsi que par des tranchées et des sondages de plus en plus nombreux effectués par différentes compagnies à la suite de la découverte d’indices d’or et de métaux usuels dans ce secteur (Bérubé, 1974). 

Koulomzine (1941) a désigné cette intrusion sous le nom de Center Post Intrusion en raison de sa position centrale dans le canton de Bourlamaque. Cet auteur l’a subdivisée en douze unités (ou zones) constituées de trois principaux types de roche : la Coarse-grained Diorite, la Pink syenite et le Green porphyry/Grey porphyry. Les contours de ces zones ont été reproduits sur la carte de compilation de Bérubé (1974) où elles sont identifiées par le préfixe « K », en référence aux travaux de Koulomzine (p. ex. « K-Zone 3 »). Les cartes de Norman (1943, 1946a, 1946b et 1947) ont repris approximativement la forme générale de l’intrusion définie par Koulomzine (1941). Toutefois, Norman (1947) a choisi de subdiviser cette masse en deux unités de dimensions égales suivant une ligne d’orientation générale E-W. L’unité au nord est désignée Porphyritic syenite et celle au sud Green trachytic porphyry. Cette même interprétation est reprise par MacLauren (1950) dans sa carte de compilation régionale de la région de Senneterre.

Sur la carte accompagnant sa thèse de doctorat portant sur le gisement de sulfures massifs East Sullivan, Assad (1958) a nommé cette intrusion Composite Stock et l’a subdivisé en trois unités : 1) la monzonite, 2) la diorite et 3) la diorite porphyroïde. Selon cet auteur, la partie centrale de l’intrusion serait constituée d’un noyau de diorite porphyroïde entouré d’une enveloppe de monzonite, laquelle serait bordée du côté nord par un croissant de diorite grossière. 

Cet corps intrusif a été nommé par la suite « Stock d’East Sullivan » par Latulippe (1966 et 1976) et Latulippe et Germain (1976a et 1976b) en raison de sa proximité avec la mine East Sullivan (historiquement exploitée par la société East Sullivan Mines). Bérubé (1974) a réalisé une synthèse des travaux historiques effectués sur ce pluton de 1930 à 1974. Il emploie encore l’appellation « Pluton Central » (en français) ou Center Post Intrusion (en anglais) de Koulomzine (1941). En se basant sur les travaux de ces prédécesseurs, Bérubé (1974) a divisé cette intrusion en trois faciès. La phase la plus ancienne est la diorite porphyroïde, suivie de la diorite à gros grain, puis de la monzonite plus ou moins porphyroïde. Plusieurs sous-faciès de monzonite sont connus, notamment une monzonite équigranulaire et d’aspect poreux qui constitue la roche encaissante des minéralisations porphyroïdes de la partie sud de l’intrusion, ainsi que des intrusions aplitiques stériles qui recoupent la minéralisation cuprifère. Plusieurs auteurs ont fait mention du Pluton d’East Sullivan dans le cadre de leurs travaux de cartographie régionale : Imreh (1984), Dimroth et al. (1982a, 1982b et 1982c), Desrochers et al. (1996), Pilote et al. (1998, 1999, 2000 et 2017), Scott et al. (2002) et Scott (2005). Pilote et al. (2000) ont conservé le nom de Pluton d’East Sullivan dans leurs travaux de cartographie. Plus récemment, Bigot (2021) a rédigé un mémoire de maîtrise portant sur les minéralisations et les faciès de ce pluton, plus particulièrement ceux situés à sa bordure sud.

Les travaux d’exploration autour au Pluton d’East Sullivan ont commencé au milieu des années 1930 avec la découverte des premiers indices de Cu-Au associés à des veinules de chalcopyrite. Un second type de minéralisation à Cu ± Au ± Ag a été découvert en 1938 (Bubar et Beaudry, 1986; Bubar et Cooke, 1987) à environ 300 m au sud de l’intrusion (Oramaque Zone 3, Zone Hogg et Zone Porphyre); ce type a également été observé depuis dans la Formation de Héva (Orenada Zone 5; Carrier et al., 2004). Cette minéralisation est caractérisée par des veines de chalcopyrite ± pyrrhotite ± pyrite ± magnétite associées à des assemblages calco-silicatés (principalement actinolite-trémolite, grenat, carbonate et épidote). Durant les années 1960, une dizaine de forages ont recoupé des minéralisations de type porphyre à Cu-Mo-Au (Ducros Zone 1 & 2; Bérubé, 1969 et 1974) à l’intérieur de l’intrusion. Par la suite, l’exploration s’est principalement concentrée le long de la Faille de Cadillac avec la découverte des zones Orenada 2 et Orenada 4 (Robert et al., 1990) qui représentent des minéralisations filoniennes aurifères de type orogénique. Des récentes campagnes de forage ont aussi ciblé la partie NW du Pluton d’East Sullivan pour des minéralisations aurifères (Desrochers et al., 2021; Bleau et al., 2022).

Description

Pluton d’East Sullivan 3 (nAesu3) : Monzonite et syénite quartzifère

L’unité nAesu3 forme la bordure nord de l’intrusion, en contact avec la Formation de Val-d’Or. Elle aurait aussi été identifiée en forage dans la partie sud du pluton (Taner, 1996; Bigot, 2021). La roche est caractérisée par une granulométrie grossière et une coloration rosée. Cette unité revêt un aspect massif et une structure équigranulaire. Elle présente certaines similitudes avec la phase précoce (nAesu1), mais la granulométrie est plus grossière. Cette lithologie contient communément plus de 70 % de gros phénocristaux de plagioclase (oligoclases et andésine) et de microcline (Bigot 2018 et 2021). Selon Taner (1996), l’épidote, la chlorite, l’amphibole et la biotite sont présents comme minéraux secondaires, tandis que l’apatite, le zircon, la titanite et l’ilménite sont accessoires.

Autres faciès reconnus dans le Pluton d’East Sullivan (non représentés sur la carte)

D’autres faciès décrits par Bérubé (1974) et Bigot (2018 et 2021) ne sont pas représentés sur les cartes du Ministère en raison de leur faible dimension. Il s’agit des faciès aplitique et vacuolaire et de minces dykes de monzodiorite, de diorite, de syénite et d’autres dykes communément désignés comme des QFP.

• Le faciès aplitique (Bérubé, 1974; Bigot, 2018 et 2021) constitue une phase tardive et apparaît exclusivement sous la forme de dykes qui intersectent les unités décrites précédemment. Cette roche est décrite comme un granite rosé à granulométrie fine à moyenne qui présente une structure équigranulaire et communément aplitique. Quelques phénocristaux de plagioclase de composition variant de l’albite à l’oligoclase baignent dans une matrice plus fine à grains interlobés. La composition du cœur des plagioclases zonés varie de An₁₀ à An₂₀ et les zones oscillatoires sont entourées par une phase riche en inclusions d’épidote. Le feldspath potassique perthitique est interstitiel ou est disposé en couronne autour des phénocristaux de plagioclase. La matrice de cette roche contient du feldspath potassique, de la biotite, de l’épidote, de la titanite, de l’apatite et du quartz. Il s’agit du seul faciès où le quartz est relativement abondant (plus de 10 %). Aucun indice minéralisé n’a été jusqu’à présent identifié dans le faciès aplitique. 
• Le faciès vacuolaire a été décrit au niveau du contact avec la Formation de Héva. Ce faciès est l’hôte des minéralisations de Cu-Mo disséminées ou en fractures (Ducros Zone 1 & 2; Bigot, 2018 et 2021). Ce faciès contient des phénocristaux de plagioclase et d’orthoclase dans une matrice de feldspath potassique, biotite, épidote, titanite, apatite, molybdénite, pyrite, chalcopyrite et chlorite (Bigot, 2018). 
• Des dykes gris pâle de composition monzodioritique, dioritique et granodioritique, communément appelés QFP, coupent la séquence volcanique encaissante et la bordure sud de l’intrusion (Bigot, 2021). Ces dykes possèdent une structure porphyroïde. Ils contiennent des phénocristaux de plagioclase (1 à 10 mm; 30 à 50 %) altérés en séricite-épidote dans une matrice quartzofeldspathique. Ces dykes contiennent des amas de minéraux ferromagnésiens incluant de l’amphibole et de la biotite couramment chloritisées, ainsi que de l’ilménite, de la titanite et de l’apatite. Géochimiquement, ces dykes présentent certaines similitudes avec les dykes de QFP observés dans les gisements aurifères de Sigma-Lamaque et de la zone Triangle (2694 ±2 Ma; Wong et al., 1991; Dubé, 2018). Bigot (2021) interprète ces dykes comme antérieurs à la mise en place du Pluton d’East Sullivan. 

La coupe schématique d’une section N-S traversant la bordure sud du Pluton d’East Sullivan, réalisée dans la cadre des travaux de maîtrise de Bigot (2018 et 2021), présente une interprétation de la géologie du secteur et permet d’illustrer la chronologie relative de mise en place des phases intrusives décrites plus tôt. La zone de contact entre le Pluton d’East Sullivan et les volcanites de la Formation de Héva (les 200 premiers mètres) est fortement affectée par une auréole de métamorphisme de contact. Ces roches « skarnifiées » sont caractérisées par des assemblages calcosilicatés (principalement amphibole calcique, carbonate et épidote) et par de la magnétite massive (Bigot, 2021).

Épaisseur et distribution

Le Pluton d’East Sullivan est situé à 8 km au SE de la ville de Val-d’Or, dans le canton de Bourlamaque (feuillet SNRC 33C04). Il s’agit d’un corps elliptique qui fait 5 km (E-W) sur 4 km (N-S) et qui couvre une superficie de 16,2 km². La Faille de Cadillac passe à 500 m au sud de l’intrusion. En ce qui concerne les contacts du Pluton d’East Sullivan, le contact ouest est incliné à 85° vers l’est, le pendage est incertain du côté est, le contact sud est incliné à environ 65° vers le nord et le contact nord est pratiquement subvertical (Assad, 1958; Koulomzine, 1941; Bérubé, 1974, Tremblay, 1993).

Datation

La datation isotopique de deux échantillons provenant d’un forage d’exploration réalisé en 2019 à l’extrémité ouest du pluton par la société Sulliden Mining (SU19-001; Desrochers et al., 2021) indique que la phase nAesu2 s’est mise en place dans l’intervalle 2680,8 ±2,4 à 2681,7 ±2,3 (David, 2023). Ces valeurs sont cohérentes avec l’âge obtenu pour un dyke porphyroïde à feldspath (2684 ±1 Ma) localisé au NW du pluton et qui était interprété comme étant contemporain à sa mise en place (Pilote et al., 1999). Une datation par la méthode Re-Os d’une minéralisation en molybdénite contenue dans une veine a donné un âge peu précis de 2695 ±12 Ma (Bigot, 2021).

Relation(s) stratigraphique(s)

Le Pluton d’East Sullivan coupe les roches volcaniques du Groupe de Louvicourt, incluant la Formation de Val-d’Or (2705 à 2704 Ma, Wong et al., 1991; Machado et al., 1992; Pilote et al., 1998), au nord, et la Formation de Héva (2702 ±1 Ma, Pilote et al., 2000) au sud. Le Pluton d’East Sullivan est également plus jeune que les roches sédimentaires qui se trouvent au sud de ce dernier, soit le Groupe de Cadillac (2688 Ma; Davis, 2002) et le Groupe de Pontiac (<2683 ±1 Ma, Mortensen et Card, 1993; <2685 ±3 Ma, Davis, 2002; De Souza et al., 2017).

La mise en place du Pluton d’East Sullivan est légèrement antérieure à l’événement de sédimentation du Timiskaming et est globalement synchrone à la mise en place des intrusions multiphasées de Lamaque et de Triangle (2685 ±1 Ma à 2680,1 ±4 Ma; Dubé, 2018). Le paroxysme du métamorphisme régional est légèrement plus jeune que la mise en place du pluton (2675 Ma; Wong et al., 1991; Hanes et al., 1992 et 1994).

Paléontologie

Ne s’applique pas.

Références

Publications accessibles dans SIGÉOM Examine

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