Les failles jouent un rôle important dans l'évolution structurale des chaînes orogéniques. Dans le cas de la Sous-province de l'Abitibi, de nombreuses failles sont invoquées dans les différents modèles d'évolution proposés dans la littérature, mais peu sont bien documentées. Ces failles sont généralement interprétées à partir des relations stratigraphiques, structurales et géophysiques régionales, et non par leurs caractéristiques intrinsèques. Comme la nature et l'importance de ces failles, ou couloirs de déformation, ne sont pas bien définies, le terme discontinuité structurale est proposé pour invoquer l'ensemble de ces structures régionales. Ce travail présente donc l'évolution structurale d'un secteur de l'Abitibi, interprétée à partir de l'analyse des discontinuités structurales qu'il contient. Les principales discontinuités du secteur étudié sont celles de Lyndhurst et de Macamic. La discontinuité de Lyndhurst représente un contact stratigraphique important de la Sous-province de l'Abitibi; elle sépare les unités volcaniques des groupes de Hunter Mine, au nord-est, et de Roquemaure-Stoughton, au nord-ouest, des basaltes du Groupe de Kinojévis au sud. Elle est soulignée par une anomalie électromagnétique (input) continue sur plus de 100 km et causée par des horizons d'argilite graphiteuse à l'intérieur de la bande sédimentaire de la Formation de Lois. Les roches situées de part et d'autre de la discontinuité de Lyndhurst montrent peu de déformation sauf pour un certain secteur qui correspond à une importante zone d'altération hydrothermale volcanogène ayant causé la séricitisation et la chloritisation de la rhyolite. Les contenus en phyllosilicates des rhyolites altérées font diminuer significativement la compétence de ces roches et la déformation s'y localise préférentiellement. On retrouve donc des rhyolites très schisteuses dans un environnement où d'autres lithologies ne laissent voir que peu de déformation. La linéation d'étirement associée à cette schistosité est généralement mal développée et subverticale. L'étude microscopique des rhyolites déformées, et principalement des horizons à phénocristaux de quartz, renseigne sur deux aspects importants de la déformation: les éléments structuraux montrent une constante symétrie et, quoique les roches soient bien schisteuses, la déformation pourrait être de faible magnitude. La zone de déformation associée à la discontinuité de Lyndhurst est interprétée comme le résultat d'une déformation coaxiale de faible amplitude. La discontinuité de Lyndhurst représente vraisemblablement une faille normale contemporaine à la mise en place des unités tholéiitiques du Groupe de Kinojévis. La Formation de Lois constitue le prisme sédimentaire en marge de la faille et compose la base du Groupe de Kinojévis à cet endroit. Cette faille a été réactivée, de façon inverse, lors de la déformation. La discontinuité de Macamic, pour sa part, ne représente pas de contact stratigraphique important. Elle se manifeste par une zone de cisaillement de près de 4 km d'épaisseur et continue sur plus de 130 km. Cette zone de cisaillement est caractérisée par une forte anisotropie planaire subverticale et de direction nord-ouest - sud-est considérée comme une foliation mylonitique. Cette foliation pénétrative est accompagnée d'une linéation d'étirement subhorizontale très bien développée. Aussi bien à l'échelle microscopique que mésoscopique, de nombreux indicateurs de sens de cisaillement dextres sont observés. Ce mouvement dextre est aussi mis en évidence, à l'échelle macroscopique, par la déflexion de la bande sédimentaire de Chicobi. Cette déflexion permet d'évaluer un rejet horizontal d'environ 25 km. L'évolution du secteur étudié s'est déroulée en quatre étapes. Il y eut d'abord édification de centres volcaniques felsiques (Groupe de Hunter Mine) sur un arc immature composé principalement de roches basaltiques. Cet arc immature constitue la zone volcanique nord de l'Abitibi. Dans la partie sud de cette zone, les unités rhyolitiques ont été recouvertes par les laves komatiitiques du Groupe de Roquemaure-Stoughton et il y a eu ouverture d'un bassin bordé au nord par la discontinuité de Lyndhurst. Ce bassin a contrôlé la sédimentation de la Formation de Lois qui fût recouverte par les basaltes du Groupe de Kinojévis. Un premier incrément de déformation a causé le chevauchement des roches de la zone volcanique nord sur celle du sud, et il y a eu développement de failles de chevauchement à l'intérieur de l'arc de la zone nord. Ces structures de chevauchement sont bien illustrées par les profils séismiques du projet Lithoprobe Abitibi-Grenville. Probablement en raison de son orientation particulière, la discontinuité de Lyndhurst, contrairement à d'autres contacts stratigraphiques majeurs, n'a été que peu réactivée lors de cette déformation. Finalement, un épisode de transpression dextre a causé le développement des discontinuités nord-ouest - sud-est (Macamic). Ces discontinuités recoupent à la fois la stratigraphie régionale et les structures de chevauchement. Les résultats obtenus peuvent s'intégrer dans certains des modèles d'évolution proposés. Cependant, le caractère synvolcanique de la discontinuité de Lyndhurst est un paramètre qui la distingue de la plupart des autres discontinuités est-ouest connues. Il est probable que ce caractère ait été totalement oblitéré dans le cas de ces discontinuités. Cette particularité démontre donc l'importance des études structurales ponctuelles dans le but d'en arriver à un modèle d'évolution structurale complet et rigoureux pour la Sous-province de l'Abitibi.

Les gîtes aurifères de Francoeur et du Lac Fortune sont situés dans le camp minier de Rouyn-Noranda au Québec. Ils sont associées aux roches volcaniques métamorphisées du Groupe de Blake River, aux roches sédimentaires des groupes de Timiskaming et de Cobalt ainsi qu'à des intrusions felsiques syn-volcaniques et tardi-tectoniques. Le gîte Francoeur est localisé sur la faille de Francoeur-Wasa, laquelle est bordée au nord par une intrusion de gabbro-diorite. L'altération hydrothermale intense associée au dépôt est limitée à la zone cisaillée et présente une zonation marquée. Les faciès d'altération, de la masse minéralisée vers l'éponte, passent d'un assemblage à albite-pyrite, vers celui à carbonate-hématite, pour se terminer en une zone à muscovite-chlorite. L'or est lié à l'altération hydrothermale de l'éponte, plus spécifiquement au faciès à albite-pyrite. La minéralisation se retrouve dans des mylonites variablement altérées, contenant l'or disséminé dans la pyrite. Le gîte du Lac Fortune est situé sur une petite zone de cisaillement parallèle à la faille de Francoeur-Wasa. Il est caractérisé par l'abondance des veines de quartz et carbonate. L'altération hydrothermale, moins intense qu'au gîte Francoeur, affecte la roche encaissante à la bordure des veines de quartz et carbonate. Elle est dominée par un assemblage à chlorite-carbonate-fuchsite. Les minéraux dans les veines ont été déposés dans des fractures ouvertes, ou précipités directement des fluides hydrothermaux. L'or natif et les tellurures de plombbismuth-or sont disséminés dans ces veines. Trois groupes d'inclusions fluides sont reliés aux minéralisations aurifères des gîtes Francoeur et du Lac Fortune. Ce sont des inclusions aqueuses, des inclusions riches en CO2 et des inclusions CO2-H2O. Les inclusions aqueuses appartiennent au système H20-NaCl, dans lequel du CaCl2 a aussi été détecté. Outre le CO2, les inclusions riches en CO2 contiennent une certaine proportion d'eau et d'un autre gaz, probablement du méthane. Les inclusions de H2O-CO2 appartiennent au système H2O-CO2-NaCl, dans lesquelles du CaCl2 et du CH4 ont été détectés. Les températures d'homogénéisation sont plus élevées au gîte Francoeur (150-578°C) qu'à celui du Lac Fortune (110-360°C). La salinité y varie de 2% à 9% (pourcent poids) d'équivalent NaCl pour le gîte Francoeur, et de 5% à 9% pour le gîte du Lac Fortune. Le fluide minéralisant, dans les deux gîtes, est riche en CO2 et peu salin. Au gîte du Lac Fortune, les inclusions de H2O-CO2 ont trappe ce qui est interprété comme le fluide minéralisateur. Ce fluide, peu salin, a subséquemment été ségrégué en un fluide aqueux salin et en un second fluide carboné non-salin au cours du processus de minéralisation. Les températures et pressions enregistrées par ces fluides sont de l'ordre de 110°-360°C et 3200-5100 Pa au site de déposition de la minéralisation. La précipitation de l'or semble liée à la séparation des phases de ces fluides. Au gîte Francoeur, le fluide minéralisant appartient au système H2O-CO2-NaCl. La température minimale et la pression du fluide sont de 150°-578°C et 4000-5000 Pa au site de minéralisation. Le processus de précipitation de l'or semble contrôlé par l'interaction entre le fluide et la roche encaissante. Les différents processus de déposition de la minéralisation entre les deux gîtes semblent liés aux différences des conditions physico-chimiques affectant le fluide minéralisateur. La température semble le facteur dominant dans les deux cas. Au Lac Fortune, la basse température du fluide a entraîné une ségrégation du fluide en phases carbonée et aqueuse, ce qui a joué un rôle crucial dans le processus de précipitation de l'or, et un gîte de type "remplissage de veine" a été formé. Inversement, au gîte Franc?ur, le fluide minéralisateur a réagi intensément avec l'éponte rocheuse. Des réactions roche-fluide ont dominé le processus de précipitation de l'or, et un gîte de type "remplacement" a été formé.

La portion de la ceinture parautochtone située au Sud de la Sous-province de l'Abitibi à l'est de Senneterre est marquée par une déformation grenvillienne survenue lors d'une collision de type continent-continent. Ainsi une large bande de roches, au sud du Front de Grenville, présente une histoire tectonométamorphique polyphasée présumé archéenne et grenvillienne. Quatre signatures structurales ont été reconnues, les plus anciennes d'âge kénoréen sont des plis isoclinaux auxquels sont associés une fabrique principale de plan axial. Trois autres signatures structurales sont reconnues comme étant cette fois-ci d'âge grenvillien. Une première phase de déformation produit le plissement des anciennes signatures kénoréennes. Une deuxième phase de déformation continue ou synchrone à la précédente transforme les fabriques en une zone de mylonite de haute température affectée par un cisaillement simple et marquée par un transport tectonique inverse vers le Nord-Ouest. Enfin une dernière phase de déformation grenvillienne implique un mouvement inverse tardif vers le Nord-Ouest de niveau moyen localisé au contact entre les roches de la Sous-Province de l'Abitibi et des roches de la Ceinture parautochtone. Dans la Ceinture parautochtone, deux assemblages métamorphiques de haut grade sont reconnus dont l'un est interprété archéen et l'autre grenvillien. Le métamorphisme au faciès des amphibolites supérieures suggère une exhumation des niveaux profonds des roches supracrustales de la ceinture parautochtone lors du chevauchement vers le Nord-Ouest des terrains de la ceinture allochtone polycyclique.

La zone de cisaillement de Doda, l'objet de cette étude, fait partie des failles majeures qui sont d'une grande importance structurale pour plusieurs ceintures de roches vertes de la Province du Supérieur. Ces discontinuités structurales sont de loin le fait marquant de la sous-province de l'Abitibi. Leur rôle est incontesté dans l'évolution géodynamique de la ceinture de roches vertes. La faille de Doda fait partie des discontinuités E-O. Située dans le segment Caopatina - Desmaraisville, elle s'étend sur une distance de 100 km, du Front du Grenville vers l'ouest. Dans le secteur d'étude, à part les dykes protérozoïques, les roches volcanosédimentaires sont d'âge archéen et font partie de la ceinture de roches vertes de Chibougamau - Matagami. Trois déformations sont reconnues dans la région. La déformation archéenne (D1) est associée à la schistosité régionale S1. Elle est la plus forte et la plus pénétrative. Elle est généralement d'attitude E-O et fortement abrupte vers le nord. Les linéations d'étirement et minérale qui ont une plongé qui varie de subverticale à subhorizontale, sont incluses dans les plans de foliations S1. La schistosité S2 associée à la déformation (D2) recoupe la schistosité S1. Elle a une attitude généralement O-ONO. Une linéation minérale subhorizontale semble lui être associée. La déformation la plus tardive, d'âge Grenvillien (D3), recoupe toutes les structures précédentes et se manifeste par des failles cassantes à rejet senestre. La déformation au sein de la zone de faille possède un caractère fragile-ductile et se caractérise par une déformation non-coaxiale progressive au sein d'un décrochement dextre. En effet des linéations à plongé modérée (<45o) ainsi qu'un certain nombre de structures asymétriques (veines de quartz boudinées, des veines en crochon, des "foliation fish" et des porphyroclastes) sont associées à cette phase de déformation qui semble être la plus longue. Tous ces indicateurs cinématiques indiquent un sens de mouvement dextre. Des modèles simples tels la transpression ou le charriage ne satisfont pas toutes les observations. Le modèle de transpression ne peut expliquer les linéations à plongé modérée (45o). Le modèle de charriage ne peut expliquer, quant à lui, les mouvements à composante pendage ainsi que le décrochement. Nos données sont mieux expliquées par deux épisodes séparés de mouvements durant lesquels la direction de transport subit progressivement une rotation anti-horaire. Un charriage à vergence nord semble offrir la configuration géométrique la plus acceptable.

Le Groupe de Baby constitue la partie est de la ceinture Belleterre-Angliers, située dans la portion sud de la sous-province du Pontiac. La séquence nord du Groupe de Baby est constituée de deux suites de roches volcaniques: une suite komatiitique, qui comprend des komatiites et des basaltes komatiitiques, et une suite tholéiitique. Les komatiites se présentent sous forme de laves massives ou coussinées. La texture spinifex à olivine est observée très rarement. La présence de coulées coussinées de cette composition est due à la présence de phénocristaux d'olivine dans la lave, qui ont comme effet d'augmenter la viscosité de la lave ultramafique, généralement très fluide. Géochimiquement, les komatiites sont caractérisées par un rapport Al2O3/TiO2 d'environ 25 et un patron de terres rares légèrement appauvri en terres rares légères, caractéristique des komatiites non-appauvries en Al, comme les komatiites d'Abitibi. Les komatiites de Baby ont été formées à partir d'un magma parent contenant environ 24% MgO, par cristallisation fractionnée d'olivine, de clinopyroxène et de chromite. Les basaltes komatiitiques présentent des textures de refroidissement rapide, tel spinifex à clinopyroxène, clinopyroxène plumose ou dendritique, qui les apparentent aux komatiites. Ils ont les mêmes caractéristiques géochimiques que les komatiites et ont été formées à partir de celles-ci par cristallisation fractionnée de clinopyroxène, d'olivine et de chromite. Les tholéiites se distinguent de la suite komatiitique par un patron de terres rares plat, et des teneurs plus élevées en éléments incompatibles. Elles ont une source distincte. La variation géochimique à l'intérieur de la tholéiitique est due à la cristallisation fractionnée de clinopyroxène et de plagioclase. Les tholéiites de Baby sont caractérisées par un enrichissement en éléments lithophiles à grand rayon ionique (Sr, K2O, Rb, Ba), typique des environnements d'arc insulaire. Cependant, les diagrammes de discrimination d'environnement tectonique ne peuvent "discriminer" entre un environnement d'arc océanique et de MORB. Les komatiites ne montrent pas d'évidence de contamination crustale, ce qui implique qu'elles n'ont pas été mises en place sur les grauwackes du Groupe de Pontiac. Un environnement de formation océanique est aussi préconisé pour les tholéiites. Un modèle de formation est proposé, où la suite komatiitique provient d'une plume mantellique, formant ainsi un plateau océanique, et où les tholéiites proviennent d'un arc volcanique en milieu océanique. La séquence est ensuite mise en contact avec le Groupe de Pontiac de façon structurale, lors d'un chevauchement majeur.

Les relevées géochimiques régionaux constituent une source privilégiée d'informations applicables à l'évaluation des ressources minérales, la cartographie géologique et les investigations environnementales. Ces relevés englobent de nombreuses sources chimiques, d'où émanent des signaux de nature diverse, dispersés selon des échelles spatiales variées. L'objectif premier de cette étude est d'arriver à reconnaître les phénomènes géologiques à l'origine des signaux géochimiques complexes. Nous utilisons des méthodes statistiques d'analyses multi-variables [analyse en composantes principales (ACP) et régression multiple] et des outils géostatistiques (variogrammes). Ces travaux contribuent à: - expliquer les phénomènes constituant les provinces géochimiques ; - améliorer les connaissances géologiques des régions considérées; - mettre en relief les composantes anomales, révélatrices des minéralisations et de métallotectes. Le relevé géochimique régional multi-média de la région de la Gatineau a servi de champ d'expérimentation à l'interprétation des données. L'étude est divisée en quatre parties principales. La première partie vise à identifier les principaux facteurs géologiques affectant les données géochimiques des fractions fines et lourdes des sédiments de ruisseaux. Les modèles d'ACP montrent que la fraction fine est fortement influencée par des processus de surface qui expliquent plus de 50% de la variabilité des données. Deux facteurs, expliquant seulement 23% de la variabilité des données, sont reliés à la signature d'unités lithologiques. La fraction lourde reflète fortement l'influence des lithologies; où trois facteurs, représentant 51% des variations, expriment des caractéristiques des principales unités lithologiques. De plus, l'ACP met en évidence deux associations d'intérêt pour l'exploration minière qui peuvent être liées à des intrusions spécialisées (Se-U-W), et des éléments chalcophiles (As-Pb-Sb) indicateurs de sulfures. Ces constatations remettent en question l'utilité de la fraction fine des sédiments de ruisseaux en prospection géochimique régionale. Nous avons développé une méthodologie d'évaluation de la stabilité des résultats d'ACP. Elle permet de valider les associations multi-élémentaires mises en évidence par l'ACP. Les variogrammes ont révélé les échelles de variations spatiales des différentes composantes des signaux géochimiques. Ils différencient les processus agissant à une échelle locale, de ceux déployés à une échelle régionale, permettant notamment d'estimer une maille d'échantillonnage adéquate pour caractériser les composantes géochimiques. Ils mettent en évidence des effets de pépite élevés, indiquant l'occurrence erratique des phases hôtes des signaux géochimiques. La deuxième partie des travaux veut proposer une méthodologie visant à isoler et rehausser le signal géochimique utile, susceptible d'indiquer une composante de minéralisations ou des métallotectes. Les modèles d'ACP ont montré que les métaux de base et les terres rares sont fortement reliés aux facteurs associés aux principaux phénomènes géologiques agissant sur les données. Les matrices d'ACP sont utilisées pour reconstituer des données filtrées des phénomènes géologiques de fond, sans intérêt pour la prospection. L'application de cette méthode montre le rehaussement du contraste des concentrations en Zn des échantillons situés à proximité des gîtes de Zn d'origine "sedex" du bassin de Mont-Laurier. La troisième partie concerne plus particulièrement la prospection géochimique de l'or, qui rencontre plusieurs problèmes en raison de sa faible abondance crustale. Les travaux de prospection usuels considèrent des éléments traceurs chalcophiles au comportement moins erratique. Nous établissons un modèle de régression qui permet d'estimer l'or à partir d'éléments traceurs chalcophiles. Les éléments chalcophiles ont été filtrés des facteurs de variation de fond, modélisés à l'aide de l'ACP. Le modèle utilisant les données filtrées est plus adéquat que le modèle établi à partir des données brutes, celui-ci expliquant une plus grande part (20%) des variations des concentrations aurifères. Bien que le modèle de régression explique une modeste part des variations, nous croyons qu'il constitue un complément aux données brutes pour la recherche de la signature des systèmes hydrothermaux et de lithologies d'intérêt pour la prospection de l'or. Enfin un dernier chapitre aborde la problématique générale de l'interprétation des relevés géochimiques régionaux. Il montre que ces relevés peuvent s'avérer efficaces à mettre en évidence les regroupements de gîtes à l'intérieur de districts métallifères, mais l'image géochimique qui en résulte est irrégulière et discontinue, une conséquence des variations de niveaux géochimiques entre les différentes sources présentes à l'intérieur d'un district métallifère. Une revue des principaux travaux de géochimie régionale montre que l'intérêt de l'identification des provinces géochimiques réside dans: 1) l'interprétation géologique déduite des données géochimiques, qui constituent un complément à la cartographie géologique; 2) l'interprétation des caractéristiques géochimiques qui permettent de révéler directement la marque de métallotectes représentés par des faciès particuliers de complexes ignés ou de bassins sédimentaires; 3) une interprétation en termes de sources de métaux, où l'intérêt semblerait résider dans la recherche de réservoirs de métaux peu abondants dans la croûte.

Dans le Sahel semi-aride du sud-ouest du Niger, les nappes alluviales sont la principale source d'eau. Celle-ci, en raison de sa pauvre qualité bactériologique, est souvent à l'origine de nombreuses maladies hydriques. De plus, à la fin de la saison sèche, les nappes alluviales se tarissent laissant la population sans ressources. Récemment, une campagne de forages captant les aquifères de fracture du socle a été réalisée pour pallier ces difficultés. Or, environ 10% d'entre eux sont pollués par des nitrates qui rendent l'eau impropre à la consommation, et plusieurs se sont avérés stériles après leur mise en service. Afin d'accroître le taux de succès des captages profonds, une meilleure connaissance du mode de recharge des aquifères fracturés et de leur lien avec les nappes alluviales paraissait indispensable. De façon similaire, l'identification des sources de la pollution nitratée présentait un intérêt primordial, puisqu'elle permettait de mieux définir les zones à risques. C'est dans ce contexte que la présente étude a été entreprise. Elle s'est déroulée dans le cadre d'un programme de coopération entre l'Université du Québec à Montréal et l'Université de Niamey et a été financée par le Centre de Recherche pour le Développement International du Canada. Pour mieux comprendre les modes de recharge des aquifères alluviaux et de fractures du socle et identifier l'origine des nitrates contaminants, des approches isotopiques ont été retenues sur la base de travaux antérieurs qui, non seulement démontraient la puissance de l'outil isotopique, mais aussi, fixaient un cadre conceptuel précis pour la poursuite des travaux. L'étude de la recharge s'est déroulée dans un bassin versant de ~20 km2, situé à 60 km à l'ouest de la capitale Niamey, et celle de la pollution par les nitrates, dans la capitale même. Le bassin de Kobio et la ville de Niamey sont situés dans le sud-Liptako nigérien. Cette région, une pénéplaine en pente douce, connaît un climat tropical sec; les précipitations moyennes annuelles de l'unique saison des pluies y sont de 600 mm et l'évapotranspiration potentielle dépasse parfois 2000 mm. Le fleuve Niger est l'unique cours d'eau permanent de la région. Les autres cours d'eau sont intermittents: c'est le cas du Lomona, qui draine le bassin versant de Kobio avant de se jeter dans le Gouroubi, un affluent du Niger. Les colluvions et alluvions associées aux cours d'eau ainsi que les altérites développées sur le socle composent un premier type d'aquifère, aux propriétés hydrauliques et au mode de recharge relativement homogènes. Les fractures, qui découpent le socle précambrien et qui sont apparues lors de l'orogenèse birimienne (~2 Ga) et du rifting pan-africain (~600 Ma), en constituent un second. L'étude de la recharge s'est déroulée dans le bassin de Kobio où le cours du Lomona s'inscrit du nord vers le sud, depuis la localité de Guilinga jusqu'à celle de Dioga. Ce kori emprunte un réseau de fractures entaillant les granites birimiens sous-jacents. Les équipements installés dans le bassin (puits, forages, station météorologique, échelle limnimétrique) ont permis, d'une part de suivre pendant 20 mois les fluctuations piézométriques et de mesurer les paramètres météorologiques afin d'établir un bilan hydrique et, d'autre part d'échantillonner mensuellement (lorsque possible) les nappes aux fins d'analyses isotopiques (3H, 18O). Le surplus hydrique disponible à l'infiltration (S) a été calculé en soustrayant de la pluviométrie (P), la lame ruisselée (R) et évapotranspirée (E): S = P - (R + E). La lame précipitée a été de 559 mm en 1989 et de 393 mm en 1990. Le ruissellement représente de 15 à 26% de la pluviométrie annuelle et les données limnimétriques indiquent que la crue se produit moins d'un jour après l'événement pluvieux. Dans le bassin témoin, l'estimation de l'évapotranspiration (49 à 77% de P) doit prendre en compte la nature du sol. En effet, l'évapotranspiration des sols argileux semble supérieure d'un ordre de grandeur à celle des sols sableux. Le surplus disponible pour la recharge des nappes varie de 0 à 36% de la pluviométrie annuelle. En ce qui concerne l'aquifère alluvial, l'alimentation par les berges du cours d'eau semble probable; elle expliquerait les fluctuations saisonnières de la surface libre et des teneurs en 18O mesurées. En effet, lors de la saison pluvieuse, la cote de la nappe s'élève de plus de 7 m; la pluie ne pourrait rendre compte que d'une élévation de 1,75m; on note également un brusque appauvrissement en 18 O de la nappe (de -3,7 à 5,0% -vs SMOW- au puits de Kobio) accompagné d'un fort accroissement de la concentration en O2 dissous (de 3.1 à 5.5 ppm), à la suite de l'infiltration des eaux du Lomona. Lorsque ce kori s'assèche, la cote de la nappe s'abaisse brusquement. Par ailleurs, après la saison des pluies, on enregistre une augmentation progressive de la teneur en 18O de la nappe, ce qui indiquerait un apport continu par drainage des eaux évaporées du sol pendant la saison sèche. D'après les données piézométriques, la recharge de la nappe de fracture semble se produire à la confluence du Lomona et du Gouroubi. En admettant une continuité hydraulique le long de l'axe fracturé du Lomona, ces données laissent croire que la nappe de fracture s'écoule de ce point (Dioga) vers le nord (Guilinga). La distribution des teneurs en 18 O et en 3H confirme cette interprétation. L'âge relatif de la nappe, obtenu à l'aide des concentrations en 3H, augmente progressivement depuis Dioga vers Guilinga. Ce vieillissement s'accompagne d'un appauvrissement en 18O de la nappe, qui passe progressivement, de Dioga à Guilinga, de -2,6 à -4,9%, sous l'effet d'un mélange entre une recharge, "jeune" et riche en 18O, avec une eau "vieille" et pauvre en 18 O. L'étude de la composition en 15N des nitrates contaminant les eaux souterraines a été réalisée à Niamey même, du fait que la capitale est plus gravement touchée par la pollution que le Niger rural. La nappe de Niamey que l'on retrouve de part et d'autre du fleuve Niger, s'écoule dans les fractures entaillant les granites et les ensembles volcano-sédimentaires birimiens parfois recouverts de formations sédimentaires paléozoïques. L'hydrogéologie de cette nappe étant encore mal connue, une étude de la recharge et de l'âge des eaux a aussi été jugée utile; elle a été réalisée sur la base des analyses des isotopes de l'eau (2H, 3H, 18 O) et du carbone dissous (13C, 14C). Des prélèvements des ouvrages pollués ont été faits mensuellement, pendant une vingtaine de mois pour un suivi des teneurs en nitrates, en 15N et en 18O. Les teneurs en 2H et en 18 O de la nappe indiquent deux modes de recharge: par la pluie, en dehors de toute reprise évaporatoire, et par des eaux à cachet évaporé issues du fleuve ou des bas fonds. La recharge par percolation directe se produit sur le plateau qui s'élève du côté NE du fleuve, tandis que l'alimentation par des eaux évaporée est associée à la plaine qui s'étend du côté SW (où se trouvent tous les ouvrages pollués). Cette dualité de mode de recharge laisse croire à la présence de deux nappes distinctes (nappe du plateau et nappe de la plaine); ce que la répartition géographique des teneurs en 18 O confirme: elles sont >-3% en secteur de plaine et <-4% en secteur de plateau. L'alimentation de la nappe de la plaine est en partie expliquée par l'injection épisodique d'eau en provenance des bas fonds, résultant en une diminution abrupte de la conductivité (de -2500 à -500 H-S-cnr1) et en une augmentation conjointe des teneurs en O2 dissous (de ~1 à -5 ppm) et en 18 O (plus de 3 unités S). Les teneurs en 3H et en 14C indiquent une recharge récente de la nappe de plaine avec participation possible d'eaux millénaires. Les teneurs en l5N des nitrates, dans les ouvrages contaminés, sont supérieures à +\2% (vs N2 atmosphérique) et dépassent parfois +17%. Dans les ouvrages sains, elles varient de +6 à +23%. Les latrines (+14,7 à +16%) pourraient être la principale source de pollution des ouvrages dont les teneurs sont > +16%. Les compositions isotopiques relativement basses (-12 à 14%) de certains sites contaminés s'expliqueraient par un mélange des nitrates des latrines et des sols (-+10% en moyenne); ces derniers pourraient être parfois responsable de 85% de la charge en nitrates. La pollution des nappes par les nitrates des sols est une conséquence de la déforestation. Marqués par leur faible teneur en 15N (+0.5 à 3.6%), les fertilisants, utilisés pour la culture du riz à proximité des sites contaminés, ne paraissent pas contribuer significativement à la pollution. Enfin, la composition isotopique des nitrates, lors de leur trajet dans la nappe, ne semble pas être modifiée par des phénomènes comme la dénitrification ou l'absorption des nitrates sur les oxi-hydroxides. Les résultats de cette étude suggèrent qu'indépendamment de la taille des bassins versants, la recharge des aquifères de fracture du socle semble contrôlée par le réseau fracturé et les cours d'eau qui empruntent des accidents majeurs. Par ailleurs, la contamination des nappes par les nitrates semble être le résultat d'une urbanisation sauvage (latrines artisanales) et de la déforestation. Alors que les premières sont limitées au tissus urbain, la coupe intensive, pour alimenter les populations en bois, s'effectue dans un rayon toujours grandissant à l'extérieur des villes menaçant ainsi progressivement les ressources hydriques des milieux ruraux.

Le gisement du Lac Troïlus (>60 millions de tonnes à 1.4g/t Au, 1.5g/t Ag et 0.11% Cu) se situe dans la portion orientale de la ceinture volcano-sédimentaire archéenne de Frotet-Evans, à 120 km au nord de Chibougamau. L'alternance de laves komatiitiques à tholéiitiques et de volcanoclastites intermédiaires à felsiques d'affinité calco-alcaline caractérise la stratigraphie régionale. Le gisement, de forme tabulaire, est situé à l'intérieur d'une zone de déformation intense. Cette zone, où le métamorphisme atteint le niveau amphibolite, est associée à la proximité des intrusions bordant la ceinture de roches vertes. Les roches hôtes de la minéralisation Au-Cu comprennent des volcanites intermédiaires porphyriques bréchifiées et des intrusions felsiques porphyriques, toutes d'affinité calco-alcaline. La minéralisation (Py-Po-Cp-Sp-Mg), disséminée et en veinules, est parallèle à la foliation sauf pour une génération de veinules tardives la recoupant. L'or et le cuivre montrent une distribution zonée, la partie centrale du gisement contient de l'or et du cuivre alors que l'éponte supérieure est aurifère et l'éponte inférieure est cuprifère. L'altération en biotite, amphibole et épidote caractérise la zone de brèche et ses environs alors que la muscovite est observée dans les intrusions felsiques. La biotite est aussi présente dans l'éponte inférieure et elle est graduellement remplacée par la muscovite en s'éloignant du gisement. En plus du cuivre, de l'or, du zinc et de l'argent, les éléments ajoutés sont, par ordre d'importance: K, Fe, Mn, Mg et Ba. Le sodium, le calcium, le phosphate et le strontium sont lessivés. La biotite et l'amphibole deviennent plus ferrifères et le plagioclase plus sodique lorsque l'altération augmente. Les variations de composition des principaux minéraux d'altération reflètent donc le degré de métasomatisme des roches hôtes. L'absence de carbonatation prononcée et de veine de quartz importante différencie considérablement le gisement du Lac Troïlus des gisements d'or filoniens archéens. Le haut degré de variance de certains assemblages suggère que leur formation ait été dominée par un fluide plutôt que contrôlée par la composition de la roche hôte et qu'ils ne furent pas métamorphisés. De plus, des évidences texturales et structurales suggèrent une mise en place synchrone avec le métamorphisme et avec l'époque principale de déformation. A la lumière de ces éléments, le modèle mésothermal amphibolitique est préféré au modèle de système porphyrique aurifère archéen, incompatible avec une mise en place synmétamorphique de la minéralisation.

Le gisement de la rivière Eastmain est situé à l'intérieur de la bande volcanosédimentaire de la rivière Eastmain supérieure (BVRES), une ceinture de roches vertes archéenne localisée à environ 320 km au nord-est de Chibougamau. La stratigraphie régionale comprend des unités volcanosédimentaires ultramafiques à felsiques et des unités sédimentaires alumineuses qui ont toutes subi un métamorphisme régional au faciès des amphibolites. Le gisement se retrouve à l'intérieur de la zone de déformation Eastmain (ZDE), un étroit corridor de déformation ductile orienté nord-ouest et dont le pendage est de 45° vers le nord-est. Celui-ci affecte une unité hétérogène composée de métapyroxénites, de métabasites et de métafelsites. Les indicateurs cinématiques observés dans l'environnement de cette zone de cisaillement indiquent des mouvements inverses. Trois zones minéralisées ont été délimitées par forages de surface à l'intérieur de la zone de cisaillement. L'inventaire minéral indique des réserves géologiques toutes catégories d'environ 1 million de tonnes métriques titrant 15,3 g/t Au, 15,1 g/t Ag et 0,27% Cu. Chaque zone minéralisée est constituée de veines de quartz-sulfures déformées, de fragments de veines ainsi que de disséminations de sulfures dans les roches cisaillées. Ces amas minéralisés sont disposés dans le même plan que celui du cisaillement et sont allongés dans le sens de la linéation d'étirement qui plonge abruptement vers le nord-est. En général le minerai est constitué d'une grande proportion de sulfures (20% volume). Les principaux sulfures sont, par ordre décroissant de leur abondance relative: la pyrrhotite, la chalcopyrite, la pyrite ainsi que des quantités subordonnées de sphalérite et d'arsénopyrite. Les minéraux de la gangue forment deux paragénèses différentes. Premièrement, un assemblage prograde contemporain de la déformation associée à la ZDE et dont la paragenèse type est grenat-biotite-hornblende-±clinopyroxène. Le second assemblage recoupe et remplace les minéraux de l'assemblage prograde. Il est caractérisé par la paragenèse actinolite-épidote-chlorite-microcline. Ces deux assemblages sont intimement associés aux veines de quartz aurifères. Leurs minéraux accompagnent le quartz, les sulfures et l'or en remplissage des veines. L'assemblage prograde est cependant largement remplacé par l'assemblage rétrograde et ne représente plus que les vestiges préservés d'un événement métamorphique ou métasomatique antérieur. Les calculs de bilan de masse révèle que l'assemblage minéral prograde est le résultat d'un lessivage important du sodium et du calcium couplé à de forts gains en potassium, fer, soufre, manganèse et dans une moindre mesure silice et magnésium. Le CO2, l'aluminium et le titane sont demeurés relativement immobiles. La paragenèse minérale particulière de l'assemblage minéral prograde ainsi que les données géothermométriques indiquent que cet assemblage s'est développé à une température de l'ordre de 550°C pour une pression d'environ 300-400 MPa. Ces conditions sont entièrement compatibles avec les conditions maximums estimées pour le métamorphisme régional dans ce secteur de la BVRES. L'activité hydrothermale s'est poursuivie après que le pic thermique du métamorphisme régional ait été atteint, puisque les minéraux de l'assemblage de haute température sont couramment rétrogrades, et que de l'or grossier et des tellurures sont associés à ce dernier événement hydrothermal. L'étude des phases fluides associées aux sulfures dans les veines de quartz minéralisées corrobore l'hypothèse de deux événements métasomatiques distincts. Les données microthermométriques indiquent que les deux assemblages prograde et rétrograde sont associés à des fluides de composition très différente. D'une part un fluide aqueux salin sans CO2 durant l'événement prograde et deuxièmement un fluide aqua-carbonique durant l'événement rétrograde. Le gisement de la rivière Eastmain est donc un gisement d'or filonien épigénétique encaissé dans des lithologies métamorphisées au faciès des amphibolites. La minéralisation et l'altération hydrothermale associée se sont développées à une profondeur d'environ 10 à 13 km, pendant le métamorphisme régional. Ce gisement pourrait donc représenter l'équivalent plus profond des gisements d'or mésothermaux classiques tels qu'observés dans les ceintures volcanosédimentaires archéennes moins fortement métamorphisées. Toutefois, les gisements localisés dans les terrains moins métamorphisés (eg. schistes verts) sont, pour la plupart, tardi- à post-métamorphique (la paragénèse métasomatique remplaçant les minéraux indicateurs du pic thermique du métamorphisme). Cette différence de chronologie relative vis-à-vis le métamorphisme régional peut être le résultat d'une histoire thermique différente ou tout simplement le reflet de la dynamique des phénomènes métamorphiques à l'échelle crustale.

Cette étude consiste au levé systématique et à l'interprétation des discontinuités structurales (joints, failles et cisaillements ductiles) au Lac-St-Jean. Cette compilation a surtout été concentrée au sud-ouest du Lac-St-Jean (Roberval - Chambord - Lac Bouchette), mais quelques affleurements-clés furent aussi compilés au pourtour du Lac-St-Jean. La compilation globale des joints des 34 affleurements étudiés donne une dispersion des mesures dans tous les quadrants. Deux familles ressortent de façon nette: 169/88 et 112/84. La compilation des discontinuités structurales (joints, failles et cisaillements ductiles) fait ressortir trois groupes de directions préférentielles: 010-030, 110-125 et 145-170. Plusieurs tentatives (essais) de corrélation furent effectuées afin d'analyser la fracturation. Les trois principales sont: par unité lithostructurale, par secteur et le long de deux discontinuités structurales majeures. Quatre points ressortent de cette analyse des fractures: 1) Les patrons de fracturation sont influencés par le type d'unité lithostructurale, ce qui explique la forte dispersion dans les quatre quadrants de la compilation globale des joints. 2) Cinq secteurs de fracturation homogène peuvent être identifiés autour du Lac-St-Jean. 3) Deux familles de fractures principales sont identifiées; a) l'une à (169/88) contrôlée par une ancienne fabrique grenvillienne et b) l'autre à (110/81) qui s'étale de 110 à 130 degrés et qui est reliée à la formation du graben du Saguenay. 4) Les discontinuités structurales furent réactivées par des cisaillements après la formation du graben. Plusieurs petits tremblements de terre de magnitude de 1.5 à 4.5 furent localisés depuis 1900 au sud-ouest du Lac-St-Jean (Roberval-Chambord). Ces tremblements de terre s'alignent suivant une direction préférentielle approximative de 140 degrés. Deux zones pourraient indiquer un potentiel d'activité séismique dans ce secteur: 1) La zone de faille du Lac Bouchette et 2) une zone qui comprend plusieurs discontinuités structurales (joints, failles et cisaillements ductiles) dans l'éventail de directions 120-160 degrés. Nous proposons deux hypothèses pour expliquer cette séismicité du sud-ouest du Lac-St-Jean. Soit: 1) Une séismicité reliée à celle du Saguenay, ou 2) une séismicité associée au coin nord-ouest du bloc tectonique de Jacques-Cartier. Le modèle de formation de graben en extension de Bosworth (1985) explique bien les structures retrouvées au Lac-St-Jean. De plus, il a l'avantage d'expliquer l'asymétrie du graben du Saguenay (absence du mur sud au Saguenay et absence du mur nord au Lac-St-Jean) et incorpore les failles de transfert, repérées sur le terrain, et qui sont perpendiculaires aux failles normales listriques. Ce modèle laisse encore cependant place à amélioration.