Le Pluton de Chibougamau principalement composé de tonalite, leucotonalite et diorite recoupe l'assemblage volcanosédimentaire de la région de Chibougamau et montre une zonation produite par la prédominance des phases mafiques en bordure et des phases leucocratiques au centre. La partie sud-ouest du Pluton est recoupée par la brèche du canton de Queylus et la brèche de la péninsule Devlin. La brèche du canton de Queylus, associée à une phase homogranulaire de la tonalite du Pluton de Chibougamau, est caractérisée par la présence d'une zone fragmentale au centre et d'une zone de fractures qui s'irradient dans les roches encaissantes. La matrice composée de poussière de roche a subi une forte tourmalinisation et les fragments anguleux à sub-arrondis proviennent des roches encaissantes. Tout le système montre une forte altération potassique et un réseau de fractures en stockwork transporte en quantité moindre de la pyrite, de la chalcopyrite et de la magnétite. La brèche de la péninsule Devlin, associée à une phase porphyrique du Pluton de Chibougamau, est composée d'une multitude de fragments de tonalite et d'anorthosite, et de quatre types de matrices qui se différencient les unes des autres par leurs composantes minéralogiques. Ces matrices forment une zonation concentrique autour d'un noyau de quartz. Ce système est caractérisé par une forte altération propylitique et la présence d'un dépôt tabulaire de cuivre qui recoupe l'ensemble du système bréchique. Ces deux systèmes de brèche se sont probablement mis en place sous l'action d'un mécanisme de bréchification engendré par une série de pulsations magmatiques. Ce modèle permet d'expliquer les principales caractéristiques physiques observées dans chaque système. Les deux brèches associées à un intrusif archéen montrent plusieurs caractéristiques qui nous permettent de les comparer avantageusement aux systèmes de porphyres cuprifères retrouvés dans les roches mésozoïques et cénozoïques.

Ce projet de maîtrise est issu d'une coilaboration entre le CERM de l'UQAC et la compagnie Les ressources d'Arianne Inc. I! avait pour but de situer la minéralisation aurifère dans un cadre géodynamique pour développer des guides pour l'exploration. Spécifiquement, quatre indices aurifères (Chino, Zone Contact, Isabelle et Bull) distribués sur la propriété Opinaca ont été étudiés en détail. Parallèlement, les lithologies, les fabriques planaires et les minéraux du métamorphisme ont aussi été étudiés pour préciser le cadre régional. Les minéralisations aurifères sont distribuées de part et d'autre d'un contact entre un domaine principalement sédimentaire au nord et un domaine essentiellement volcanique au sud. L'or est encaissé à l'intérieur de veines de quartz plissées ou boudinées ainsi qu'au sein d'un stockwerk riche en pyrite. Malgré leurs différences apparentes, les indices étudiés ont tous subi la déformation reliée à l'événement principal D2 ainsi que les événements subséquents de déformation, du métamorphisme régional et d'altérations hydrothermales potassique et en carbonate. La minéralogie des veines et des stockwerks ainsi que les textures et la géochimie des pyrites aurifères sont également similaires. Ces similarités indiquent que les minéralisations sont cogénétiques. Ces minéralisations aurifères ont un autre trait commun important. Elles sont toutes reliées à du magmatisme magnésien exprimé sous forme de dykes mafiques à ultramafiques. La relation spatiale entre ces dykes et la minéralisation a été établie pour chacun des indices étudiés. Chronologiquement, les dykes et les minéraiisations ont subi les mêmes événements de déformation et de métamorphisme. Alors que la majorité des dykes à proximité des minéralisations ont subi l'altération hydrothermale reiiée à la minéralisation, certains dykes à l'indice Zone Contact recoupent la zone d'altération suggérant que le magmatisme magnésien est contemporain à la minéralisation. Ce magmatisme magnésien est particulier au niveau géochimique, il possède des teneurs élevées en Mg, Cr et Ni semblables à celles de basaltes komatiitiques. Par contre, les profils multiéléments sont fractionnés avec des anomalies négatives prononcées en HFSE, atypiques pour du magmatisme magnésien. Une compilation à l'échelle de la Baie-James a permis d'identifier des intrusions similaires qui se distribuent autant à l'intérieur des ceintures de roches vertes de la Sous-province de La Grande qu'à l'intérieur des bassins métasédimentaires de la Sous-province d'Opinaca. L'ensemble de ces intrusions a été nommé l'Essaim magnésien de la Baie-James (EMBJ). Tout comme les dykes de la propriété Opinaca, l'EMBJ a des teneurs en arsenic élevées et il est localement spatialement relié à des minéralisations aurifères ainsi qu'à des zones de déformation. Une comparaison sur la base de leur signature géochimique a permis de contraindre l'affinité géochimique de l'EMBJ soit aux SHMB ou aux lamprophyres calco-alcalins. Ces dykes apparaissent donc un métallotecte pour l'exploration aurifère à la Baie-James.

La propriété Dubuisson, appartenant à ressources Métanor, se situe à la limite Ouest de la ville de Val d'Or. Elle est l'hôte de l'ancienne mine Stabell, productrice d'une faible quantité d'or et de cuivre au courant des années 1930. Plus récemment, un important décapage à permis de mettre à jour une minéralisation aurifère associée à une veine de quartz carbonate. Cette dernière est encaissée dans une zone de cisaillement à décrochement dextre recoupant un complexe intrusif polyphasé dont la phase la plus importante renferme un faciès de brèche intrusive polygénique. Les phases sont pour la plupart tardives à la déformation régionale et au pic métamorphique. Elles suivent une évolution de magmas intermédiares à felsiques d'affinité sub-alcaline vers des magmas de plus faible volumes progressivement plus mafiques et/ou alcalins. Outre l'association spatiale évidente, les relations de terrain suggèrent une certaine proximité temporelle entre Phydrothermalisme et les dernières phases magmatiques. L'assemblage métallique et une caractérisation isotopique sommaire ont permis de souligner certaines différences avec d'autres gisements filoniens plus classiques du camp minier. Certaines de ces caractéristiques sont également mentionnées dans le cas de minéralisations aurifères génétiquement liées au magmatisme, tant pour des cas archéens que des équivalents plus jeunes. Un des dykes tardifs du complexe intrusif a été daté à 2672.6 +2.1/-1.5 Ma et représenterais une nouvelle limite inférieure pour l'âge du champ de veine à quartz-carbonate dans le secteur de Val d'Or.

Ce projet de doctorat, issu d'une collaboration entre le CERM de l'UQAC et Mines Agnico-Eagle Ltée, porte sur le dépôt aurifère de la mine Lapa (2,82 Mt @ 7,43 g/t Au). L'objectif principal du projet est l'établissement des processus responsables de la mise en place de minéralisations aurifères directement localisées au sein de la Zone de Faille de Cadillac-Larder Lake (ZFCLL), ceci en définissant les relations et la chronologie entre les événements de déformation, de métamorphisme et d'hydrothermalisme. Les zones minéralisées du gisement Lapa sont encaissées principalement par les roches volcaniques trafiques et ultramafiques du Groupe de Piché, une unité spatialement associée à la ZFCLL. Les valeurs aurifères sont associées à: 1) de fines disséminations d'arsénopyrite-pyrrhotite ± pyrite; et 2) de l'or libre disséminé à l'intérieur et aux épontes de veinules de quartz ± dolomite, calcite. La signature métallique de la minéralisation montre une forte corrélation entre les teneurs en or, en arsenic et en antimoine. Le gisement Lapa possède plusieurs caractéristiques compatibles avec les gisements aurifères orogéniques, incluant: 1) son association avec une zone de faille; 2) une faible quantité de sulfures; 3) une abondance de veinules de quartz; et 4) sa forte étendue verticale. Toutefois, le gisement lapa diffère des gîtes orogéniques conventionels par le fait qu'il est directement encaissé par une zone de faille majeure ou de premier ordre. De plus, la relation spatiale entre les roches volcaniques mafiques-ultramafiques, les intrusions felsiques et les zones aurifères apporte des questionnements sur le contrôle exercé par ces lithologies sur la minéralisation. Les roches hôtes des zones minéralisées sont fortement déformées et métamorphisées à la transition des faciès schistes verts et amphibolites. La zone principale, nommée zone Contact, est localisée au contact entre les grauwackes du Groupe de Cadillac et les schistes ultramafiques du Groupe de Piché. Ce contact est caractérisé par la présence de plis d'entraînement décimétriques en «Z». La zone Contact montre une géométrie particulière de forme hélicoïdale se caractérisant par un panneau supérieur de direction ESE passant progressivement par torsion à un panneau inférieur ENE. Les zones aurifères les plus riches se retrouvent au centre de l'hélicoïde. Les analyses réalisées à l'aide d'un spectromètre de masse à plasma à couplage inductif (ICP-MS) couplé à un laser (LA) ont démontrées la présence d'or submicroscopique dans la structure cristalline des arsénopyrites. Les observations en images d'électrons rétrodiffusés (images BSE) et les analyses à la microsonde électronique montrent que plusieurs arsénopyrites sont zonées et caractérisées par un halo enrichi en arsenic. Ceci démontre que les arsénopyrites ont été déstabilisées au cours d'un épisode tardif de nature métamorphique et/ou hydrothermale. Cet événement est interprété comme étant responsable de la mobilisation de l'or contenu dans l'arsénopyrite pour former l'or libre localisé à l'intérieur et aux épontes des veinules de quartz ± dolomite, calcite. Plusieurs changements quant à la géométrie et la composition du dépôt apparaissent avec la profondeur. Ceux-ci incluent: 1) changement de la relation angulaire entre So et Si; 2) atténuation des plis d'entraînement le long du contact Cadillac-Piché; 3) changement dans la plongée des zones minéralisées; 4) changement de direction de la zone Contact; 5) atténuation progressive de l'association Au-Sb, et 6) apparition des amphiboles (hornblendes rétrogradées en actinote). Les différentes relations texturales et minéralogiques définies par l'observation des roches hôtes des zones aurifères révèlent l'interaction entre plusieurs événements: i) trois incréments de déformation (Di, D2 et D3); ii) trois épisodes métamorphiques (Mi, M2 et M3), et iii) deux épisodes de minéralisation aurifère. Les relations de chronologie relative démontrent que le premier épisode aurifère correspondant à des arsénopyrites disséminées contenant de l'or submicroscopique, est syn- à tardi-Di et pré-pic de métamorphisme prograde M2. Le deuxième épisode aurifère consiste en la remobilisation et la précipitation de l'or libre avec la pyrrhotite et/ou les minéraux riches en Sb. Cet épisode de remobilisation est progressif s'amorçant pendant le pic du métamorpisme M2 et continuant pendant l'événement de métamorphisme rétrograde M3. L'altération hydrothermale au gisement Lapa est surtout dominée par des apports en potassium et en silice. L'altération potassique consiste en une intense biotitisation aux épontes des veinules de quartz ± dolomite, calcite. La biotitisation est associée spatialement aux fines disséminations d'arsénopyrites aurifères. Les relations minéralogiques et les calculs de bilan de masse démontrent que la biotite associée à l'altération potassique a été oblitérée par la formation de porphyroblastes de hornblende reliés au pic métamorphique M2, dans la partie inférieure du gisement (< 1 km de profondeur). L'assemblage métamorphique M2 à hornblende-oligoclase est remplacé par l'assemblage métamorphique rétrograde M3 à actinote-albite. L'effet du métamorphisme rétrograde M3 est également appuyé par le remplacement des feldspaths par la muscovite dans les intrusions felsiques et la présence de biotite chloritisée. Les relations de déséquilibre minéralogique associées au métamorphisme rétrograde M3 sont surtout observées au sein des roches encaissantes proximales à la minéralisation. La mise en place de minéralisations aurifères au sein d'une zone de faille majeure semble avoir été favorisée par la formation de conduits hydrothermaux préférentiels permettant une focalisation optimale des fluides hydro thermaux. Ces conduits ont été formés par le contraste de compétence entre des lambeaux plus compétents et le schiste ultramafique moins compétent, et les zones de dilatation reliées aux plis d'entraînement le long du contact Cadillac-Piché. De plus, le développement de la forme hélicoïde pendant le décrochement D2 semble avoir été propice à la remobilisation de l'or en réactivant les conduits pour les fluides hydro thermaux. L'étude du gisement Lapa démontre que la ZFCLL peut contenir des minéralisations économiques dans le camp de Cadillac. Les différents événements de déformation et de métamorphisme sont responsables de la remobilisation qui rend économique le gisement. Les signes de réactivation le long de la faille, tels que les plis d'entraînement, l'association Au-Sb se superposant à une association Au-As et les évidences de métamorphisme rétrograde le long de possibles conduits hydrothermaux, sont des éléments jugés significatifs pour l'exploration de ce type de gisement aurifère.

La mine Beaufor se situe dans la partie Sud-Est de la ceinture de roches vertes de l'Abitibi et est contenu dans le Batholite de Bourlamaque. Le gisement est actuellement limité au Nord par la faille Perron et au Sud par la faille Sud. Le contact Est correspond au contact lithologique entre le Batholite de Bourlamaque et les roches volcaniques de la Formation de Dubuisson. La mine Beaufor exploite une minéralisation aurifère de type filonien orogénique. Les veines aurifères, composées de quartz, carbonate, tourmaline et pyrite, sont encaissées dans des corridors altérés en chlorite et silice du Batholite de Bourlamaque. Une association spatiale existe entre ces veines et des dykes de diorite. Cinq failles d'importance sont connues à la mine Beaufor. Il s'agit des failles Beaufor, Perron, Centrale, Sud et Cisaillement Ouest. Ces failles sont grossièrement de direction Est- Ouest. Les failles Beaufor et Perron s'inclinent à 80° vers le Nord alors que les failles Centrale, Sud et Cisaillement Ouest s'inclinent généralement à 60-70° vers le Sud. De nombreuses failles de direction E-W, NE-SW, NO-SE et N-S affectent le gisement. Finalement, de nombreuses failles associées à des couloirs de déformation ductile d'orientation N070, présentant généralement un pendage abrupt vers le SE, recoupent l'ensemble du gisement. Toutes les unités lithologiques, à l'exception de dykes aplitiques, sont affectées par une fabrique d'orientation similaire aux couloirs de déformation ductile d'orientation N070. La présence de cette fabrique s'intensifie à l'approche des zones de faille. La foliation dans l'intrusif est définie par un allongement des plagioclases et de la chlorite ainsi que par la recristallisation du quartz dans les zones intensément déformées. La mine Beaufor se trouve dans un environnement relativement homogène, soit entièrement encaissée dans le Batholite de Bourlamaque. L'objectif du projet de recherche est de déterminer quelles sont les failles qui ont régi la mise en place des veines ainsi que la distribution de l'or à l'échelle du gisement. Afin de réaliser cet objectif, quatre sous objectifs ont été élaborés, soit 1) établir la chronologie relative entre les différentes failles et le système de veines afin de déterminer quelles failles étaient présente lors de la mise en place des veines; 2) évaluer si les failles établies comme précoces à la minéralisation peuvent être considérées en terme de conduits hydrothermaux; 3) caractériser le rôle de ces failles sur la distribution des veines; et 4) déterminer le rôle de ces failles sur la distribution de l'or au sein des veines. Il a été démontré par de multiples observations de relations de recoupement, par une caracterisation géochimique des failles et par une étude de la distribution des veines et de l'or que de nombreuses failles à la mine Beaufor sont précoces à la mise en place des veines minéralisées. Plusieurs observations indiquent que les veines ont emprunté les failles précoces plutôt que de subir un déplacement par celles-ci. En effet, les fluides hydrothermaux semblent avoir circulé dans ces failles lors de la formation des veines au sein des failles ou prenant origine de ces failles. Ces phénomènes peuvent avoir être interprété à tort comme étant des déplacements tardifs des veines par ces failles. La faille Beaufor, la faille du Cisaillement Ouest ainsi que la famille de failles d'orientation N070 ont été établies comme étant précoces à la mise en place des veines aurifères, sur la base que des veines traversent ces failles. Toutefois, il semble qu'un épisode tardif de faible importance ait affecté ces failles. Des mouvements, d'ordre métrique, sont localement observés sur des failles d'orientation N070. Ces mouvements tardifs ne représentent pas un problème majeur lors de l'exploitation des veines et ne sont perceptibles qu'à l'échelle de la face de travail. En raison de l'absence de sites d'observations favorables, cette étude n'a pu établir la chronologie relative entre la faille Perron et les veines aurifères. Il apparaît que les fluides hydrothermaux ont circulé non seulement le long des failles précoces, mais il fut démontré que ces fluides étaient minéralisés. Suite aux observations effectuées sur la localisation de l'enveloppe de veines par rapport au point de jonction entre la faille Beaufor et la faille du Cisaillement Ouest, il semble que les fluides hydrothermaux à l'origine des veines minéralisées aient emprunté la faille du Cisaillement Ouest en profondeur lors de leur ascension, puis transités vers la faille Beaufor à sa rencontre. De plus, il fut observé que les teneurs aurifères se concentrent au toit de la faille du Cisaillement Ouest en profondeur. Lorsque la faille du Cisaillement Ouest rencontre la faille Beaufor, la distribution des teneurs aurifères est contrôlée par cette dernière. La distribution de l'or semble donc suivre le toit de la faille du Cisaillement Ouest jusqu'à sa rencontre avec la faille Beaufor où les teneurs semblent localement s'y distribuer latéralement de part et d'autre de la faille du Cisaillement Ouest, tout en restant confinées au mur de la faille Beaufor. La minéragraphie a permis d'établir que l'or natif se présente sous deux formes : 1 )en inclusions principalement dans la pyrite, massive à faiblement fracturée, et 2) libre dans les fractures recoupant la pyrite. Deux générations de carbonate furent identifiées. La première génération, en grande quantité, semble être celle associée à la formation des veines, alors que la seconde recoupe la pyrite. Il est courant d'observer cette deuxième génération de carbonate au sein des fractures porteuses d'or natif dans la pyrite, suggérant une origine commune entre cette deuxième génération de carbonate et l'or natif en fractures. La pyrite, la chalcopyrite, l'argent natif et la pyrrhotite sont présents en association avec l'or natif. Finalement, l'absence de teneurs aurifères dans les veines au mur de la faille du Cisaillement Ouest en profondeur alors que les veines au toit sont aurifères s'explique par une circulation de fluides hydrothermaux en deux étapes ou par l'évolution de la composition des fluides dans le temps. Ces fluides auraient évolué d'une composition stérile et riche en fer et magnésium vers un fluide aurifère riche en CO2 et en éléments volatils. Ces fluides ont circulé préférentiellement en bordure des failles. La perte du caractère économique des veines traversant la faille du Cisaillement Ouest (par exemple les veines C et F) s'explique par l'absence de circulation de la deuxième génération de fluides (aurifère). Seuls les fluides de la première génération ont contribué au bagage faiblement aurifère de ces veines.

Le bassin de Granada correspond à l'unité stratigraphique connue comme étant la Formation de Granada. Cette unité se situe dans la partie la plus méridionale de la Zone Volcanique Sud dans la ceinture de roches vertes de la Sous-province de l'Abitibi au Québec. L'analyse de faciès dans le bassin de Granada a permis d'identifier des roches détritiques et volcanoclastiques déposés dans un environnement évoluant d'un milieu marin relativement profond vers un milieu fluviatile. Les premiers dépôts, essentiellement turbiditiques (faciès la et lb) se seraient mis en place dans des sous-bassins en extension. Les sédiments recouvrant ces premiers dépôts s'organisent suivant une succession régressive qui évolue depuis des sédiments marins peu profonds dominés par l'influence des vagues (faciès 2a) vers des dépôts côtiers (faciès 2b). Ces dépôts constituent la zone de transition entre le milieu marin et le milieu continental. La zone de transition est marquée par des dépôts de grès-argilites-conglomérat à cailloux stratifiés (faciès 2b) transportés par les vagues et les marées entre la zone subtidale et intertidale. Les faciès 3a et 3b du lithofaciès volcanoclastique felsique sont interstratifiés aux faciès la, lb et 2a. Les dépôts du bassin de Granada sont des faciès de transition séparés par des discordances intrabassins; une caractéristique des bassins sédimentaires en marge de failles. Plusieurs caractéristiques appuient une sédimentation influencée par le tectonisme parmi lesquelles: i) des variations latérales et verticales de faciès locales et à l'échelle du bassin; ii) une alternance de séquences positives et de séquences négatives; iii) un taux d'accumulation très élevé; iv) la taille de certains fragments de conglomérat supérieure à 1 m ainsi que l'épaisseur stratigraphique des dépôts de conglomérat; v) l'interdigitation entre conglomérat et grès ; vi) les discordances intra-bassins; vii) la source locale du conglomérat et viii) le magmatisme alcalin associé. Le tectonisme serait continu durant toute la période de vie du bassin ce qui aurait induit plusieurs phases de renouvellement des aires de sédimentation et les discordances intra-bassins. Les premiers dépôts du bassin de Granada ont été cannibalises par les soulèvements et les érosions postérieurs et recyclés dans le remplissage du bassin plus récent par la suite. Ceci a entraîné les dépôts les plus jeunes le long des discordances intra-bassins. Au fur et à mesure que le bassin se remplit, les dépôts deviennent de moins en moins profonds, une caractéristique propre aux bassins de type «piggyback». La diminution de la profondeur est une conséquence de l'augmentation de topographie suite aux soulèvements répétés et continus des failles. Les roches sédimentaires du bassin de Granada sont intrudées par des filons-couches, stocks et dykes de porphyres. Ce sont des intrusions alcalines d'arc volcanique mature, comparables aux intrusions porphyriques et roches volcaniques du Timiskaming dans le secteur de Kirkland Lake en Ontario. Le style structural du bassin de Granada, constitué de plis serrés à isoclinaux, renversés et montrant une vergence vers le Sud représente une empreinte propre aux bassins de chevauchement. Deux traces axiales synclinales majeures orientées E-W sont distinguées. La juxtaposition de deux synclinaux dans une relation dos-à-dos est compatible avec une discordance entre eux, ce qui est également démontré par la présence de fragments de grès provenant du synclinal de Granada dans le conglomérat de la marge sud. Les soulèvements répétés au cours du raccourcissement et de la compression continus entraînent une progradation progressive des dépôts et une régression marine. L'asymétrie des plis et la progradation des dépôts sédimentaires constituent deux caractéristiques majeures pour diagnostiquer un bassin «piggyback». Une phase tardive d'exhumation serait responsable des dépôts du faciès 5 dominé par des conglomérats donnant naissance à un bassin de molasse. La phase d'extension tardive se manifeste au sein de la zone de déformation à la marge sud du bassin de Granada au contact avec la Sous-province de Pontiac. Le mouvement normal observé dans cette zone est compatible avec un soulèvement du Pontiac au sud, ce qui produirait une source probable pour le conglomérat du faciès 5. Le Groupe de Piché est une unité lithologique associée à la Zone de Faille de Cadillac. Il est constitué de laves mafiques à ultramafïques, de volcanoclastites et de conglomérats à fragments de porphyre. Il affleure entre le bassin de Granada et les roches sédimentaires attribuées à la Formation de La Bruyère. La Sous-province de Pontiac au contact avec le bassin de Granada est constitué de grauwackes finement lités renfermant des fragments lithiques. L'évolution géodynamique du bassin de Granada serait identique de par son architecture et à la nature de ses dépôts à celle d'un bassin d'avant pays périphérique dans le cas typique d'une subduction impliquant un arc ou une accretion de terranes. Il y aurait trois phases d'évolution; i) la phase flysch caractérisée par des faciès marins profonds et probablement développés dans un régime en extension, ii) la phase molasse précoce qui enregistre les effets du raccourcissement ce qui génère des plis à vergence sud. Le plissement et le chevauchement engendrent le soulèvement responsable des reliefs qui vont alimenter la sédimentation et la production massive de conglomérats déposés au sein des cônes deltaïques et iii) la phase de molasse tardive qui se développe dans une tectonique en extension tardi-orogénique qui permet d'exhumer le Pontiac au Sud le long de la Zone de déformation de Granada Sud.

Ce projet, financé par Aurizon Lté, aborde la Faille de Davidson (McWaters, Abitibi, Canada) et les minéralisations aurifères qui l'environnent. Il jouxte le projet d'exploitation aurifère Joanna. L'objectif vise à établir l'histoire géologique de la faille par rapport à son environnement métamorphique et de déformation, ainsi que son éventuel rôle métallogénique sur les minéralisations aurifères. La Faille de Davidson est une structure Nord-Est intersectant la Faille de Cadillac. Elle recoupe les roches des groupes de Cadillac et de Blake River. Le métamorphisme varie de la zone à biotite au sud à la zone à chlorite au nord. La déformation observable est principalement une schistosité Est-Ouest caractéristique de la déformation ductile D1 observée en Abitibi. Elle est perturbée par un événement D2 à proximité de la Faille de Davidson. Une histoire précoce de la Faille de Davidson est suggérée par les décalages apparents différents des unités stratigraphiques et de la Faille de Cadillac, un tracé courbé de la faille, par la présence de conglomérats de type Timiskaming du côté Est de la faille et par la présence d'un dyke de gabbro parallèle à la faille interprété comme synvolcanique. Les minéralisations aurifères sont de deux types : 1) un ensemble de veines contrôlées par des structures locales souvent associées à l'événement de déformation D1 avec une relation syn-déformation ductile, et 2) une minéralisation distante de la Faille de Cadillac, contrôlée par des fractures subparallèles à la Faille de Davidson et mise en place tardivement à la déformation ductile. Le secteur a enregistré deux générations de fluides hydrothermaux, l'une de température moyenne (300°C) et l'autre de haute température (450°C), chacun de type aqueux-carbonique accompagné de traces de H2S, N2, H2, CH4 et C2H6. La composition varie spatialement en proportion. La corrélation chronologique suggère que l'événement de haute température survient durant le métamorphisme tandis que l'événement de basse température reprend tardivement les veines après l'exhumation des roches. La dispersion spatiale de la composition suggère que la Faille de Davidson joue le rôle de conduit secondaire. Cette étude propose de considérer les failles mineures de l'Abitibi d'origine non orogénique comme des critères d'intérêts dans l'exploration aurifère en ayant joué un rôle dans la circulation des fluides hydrothermaux.

De nombreux travaux expérimentaux ont été effectués, au cours des dernières décennies pour recréer des magmas anatectiques felsiques à partir de la fusion par déshydratation de différents types de roches tels que des métasédiments ou des roches ignées. Cependant, les granites naturels de type S sont beaucoup plus enrichis en fer et magnésium que tous les liquides felsiques qui ont pu être obtenus expérimentalement. De plus, des analyses de liquides felsiques en inclusion dans les minéraux métamorphiques ont montré les mêmes résultats que les travaux expérimentaux. Récemment, Pentrainement de phases péritectiques lors de l'extraction du liquide a été démontré comme étant l'un des processus responsables de ces enrichissements. Seulement, un certain nombre des granites de type S riches en fer et en magnésium ne contiennent pas de minéraux tels que le grenat ou la cordiérite mais seulement un fort enrichissement enbiotite. L'hypothèse testée au cours de ce doctorat est que le processus responsable de l'enrichissement en FeO* (tout le fer est considéré comme étant du Fe2+) et MgO est l'incorporation et la désagrégation de matériel riche en FeO* et MgO lors de l'extraction et de la mise en place du granite et, que les réactions de ce matériel avec le magma entraînent la formation de biotite. Pour se faire, une étude de terrain, pétrologique et géochimique ainsi qu'une modélisation à l'aide du logiciel THERMOCALC, ont été effectuées sur un pluton granitique de croûte profonde : Le granite de Wuluma en Australie Centrale. Cette étude a permis de montrer que les enrichissements en FeO* et MgO dans le granite de Wuluma venaient principalement d'enrichissements en biotite, sous forme de schlieren, d'agrégats, ou bien dans la matrice. L'origine de trois types de schlieren a été déterminée. Les schleiren associés aux enclaves et les schleiren longs proviennent de la désagrégation et retirement d'enclaves et de lambeaux de roches encaissantes (pris entre les différents dykes de magmas). Les schlieren wispy viennent de la déformation de porphyroblastes de minéraux ferromagnésiens dans le granite. Une fois incorporés dans le granite, les minéraux ferromagnésiens présents dans les enclaves, roches encaissantes et porphyroblastes sont progressivement remplacés par la biotite. Cette étude montre que la cristallisation des phases anhydres entraine une augmentation de la teneur en H2O du magma, ce qui permet de remplacer tous les minéraux ferromagnésiens présents par de la biotite. Le temps pendant lequel le système va rester ouvert et la teneur en H2O du magma sont des facteurs déterminants pour engendrer ces réactions de remplacement. Cette étude a permis de mieux définir ce qu'il advient des minérauxpéritectiques après avoir été entraînés dans le magma anatectique et des xénocristaux incorporés lors de la mise en place du magma, avant qu'ils ne soient érodés et dispersés dans le granite, comme c'est le cas pour les granites ayant vu passer des quantités de magmas plus importantes ou mis en place à des niveaux supérieurs dans la croûte.

Ce projet de maîtrise, réalisé en partenariat avec la compagnie Minera Poderosa S.A., a pour but d'identifier les éléments primaires à la formation de la veine Consuelo et de caractériser la déformation en relation avec l'évolution du système hydrothermal. Il doit également permettre une meilleure compréhension des contrôles et processus de mise en place des veines et le développement d'un modèle de formation. Le système filonien aurifère de Poderosa, au sein de la Cordillère des Andes dans le Nord du Pérou, fait partie de la province de Pataz. Le gisement de Poderosa est un exemple classique de filons à contrôle structural présentant plusieurs caractéristiques qui ont été interprétées comme typiques des gisements orogéniques. Les veines (312 Ma 40Ar/39Ar) sont localisées dans la marge ouest du batholite tardi-Dévonien de Pataz (329 Ma), une intrusion calco-alcaline allongée N-S de 90 km et de composition dioritique à monzogranitique. Les veines sont associées à des zones de cisaillement fragile-ductile pouvant être interprétées comme des structures d'ordre secondaire à une faille de chevauchement majeure NNO matérialisée par la vallée du Maranôn. Elles se caractérisent par leur continuité latérale et verticale d'ordre kilométrique et par leur épaisseur généralement métrique. Tout comme la plupart des veines du secteur, la veine Consuelo montre une orientation générale N-S et un pendage modéré à 45 °vers l'est. Les épaisseurs sont très variables à l'échelle de la mine passant de quelques centimètres à plus de 5 m au centre du vecteur minéralisé. La veine occupe un ou plusieurs plans de fractures parallèles qui sont également observés en s'éloignant des secteurs connus. La veine (15-20 g/t Au) montre une paragenèse multi-stage typiquement riche en sulfures (Py, Sp, Ga, Aspy, Cp) avec quartz, carbonates, électrum et or. En l'absence de déformation, les textures sont dominées par des laminations résultant d'un mécanisme de « crack-seal », des cristaux de quartz en peigne et des brèches hydro thermales. En dépit des changements d'orientation de la veine, ces textures sont omniprésentes laissant voir une composante d'ouverture pluridirectionnelle. Lorsque déformée, la veine Consuelo devient rubanée et les épontes foliées. La présence de fragments d'éponte sans évidence de déformation au sein de la veine de même que l'asymétrie marquée de la déformation au toit et au mur suggèrent fortement une superposition tardive du cisaillement sur des veines « anté-déformation ». Une formation en extension dans des fractures préexistantes et dans un environnement dominé par la pression des fluides est le modèle privilégié pour expliquer l'origine des veines. En plus de la présence d'une série de fractures conformes, la mise en place de la veine Consuelo aurait été favorisée par le contact entre la diorite et une unité de hornblendite. Plusieurs vecteurs minéralisés sont reconnus au sein de la veine. Leur orientation de même que celle des hautes teneurs en Au correspondent à l'intersection du plan de veine et des failles transversales E-O. L'altération importante aux pourtours de ces failles de même que la présence de matériel hydrothermal et de valeurs anomales en Au suggèrent que ces failles auraient pu jouer un rôle dans l'acheminent des fluides hydro thermaux.

Les Eléments Hautement Sidérophiles (EHS) et les éléments chalcophiles sont des outils géochimiques essentiels pour la compréhension de processus géologiques tels que la différenciation terrestre et la formation de gisements magmatiques. Cependant, de nombreux aspects de leur comportement restent inconnus dans différents systèmes magmatiques. La distribution des éléments chalcophiles dans le manteau est mal déterminée à cause du manque de données pour les coefficients de partage entre le liquide sulfuré et le liquide silicate. Et le comportement des EHS pendant les premières étapes de la cristallisation du liquide sulfuré n'est pas bien compris, surtout en ce qui concerne le mode de formation de Minéraux du Groupe du Platine (MGP). Dans cette étude nous nous intéressons aux gouttelettes sulfurées trempées dans des verres frais de MORB. Ces gouttelettes représentent un liquide sulfuré qui a été trempé et qui a interagi avec le liquide silicate; ainsi elles sont adéquates pour calculer de nouveaux coefficients de partage et pour étudier la distribution des EHS et des éléments chalcophiles dans des sulfures représentatifs de sulfures magmatiques de hautes températures. Ces gouttelettes sulfurées présentent des textures variant de grains fins à zonées au sein d'un même échantillon ayant subi un refroidissement supposé homogène. Les textures à grains fins sont caractérisées par des intercroissances micrométriques de Solution Solide Monosulfurée (SSM) et d'une Solution Solide Intermédiaire (SSI) avec présence mineure de pentlandite et de magnetite. Les textures zonées sont caractérisées par une SSM massive et par un liquide sulfuré résiduel trempé riche en Cu avec présence d'exsolution de pentlandite et de magnetite automorphe. L'étude pétrographique et les analyses par Microsonde Électronique nous ont permis de déterminer que la taille des gouttelettes est un paramètre contrôlant les textures. Ainsi, les gouttelettes sulfurées de petites tailles (10- 30|im) présentent préférentiellement des textures à grains fins et les gouttelettes de grandes tailles (>50|um) présentent préférentiellement des textures zonées. Nous proposons que les petites gouttelettes sulfurées aient subi un sur-refroidissement plus brutal que les grosses gouttelettes sulfurées dû à une solubilité effective plus élevée. Au moment de l'éruption cette solubilité effective plus élevée retarde la cristallisation des petites gouttelettes sulfurées abaissant ainsi les taux de diffusion et augmentant les taux de nucléation ce qui aboutit à des textures à grains fins. À l'opposé, la cristallisation des grosses gouttelettes n'est pas retardée au moment de l'éruption ce qui permet la différenciation des phases sulfurées. Les analyses par Ablation Laser couplée à un Spectromètre de Masse (LA-ICP-MS) sur les gouttelettes à grains fins et le verre adjacent ont permis de calculer de nouveaux coefficients de partage pour le Co (45), Ni (776), Cu (133), Zn (3.5), Se (323), Ag (1138), Cd (107), Sn (10.8), Te (4791), Pb (57) et le Bi (487). Ces valeurs permettent de déterminer la contribution des sulfures au coefficient de partage général durant la fusion du manteau. Le Cu et le Te se comportent principalement comme des éléments compatibles pendant la fusion du manteau alors que les autres Iéléments chalcophiles sont modérément à fortement incompatibles. De plus, les rapports Cu/Pd des gouttelettes sulfurées suggèrent qu'elles se forment dans la chambre magmatique à Paplomb de la dorsale océanique et ont eu le temps de s'équilibrer avec le liquide silicate. Ni les profils de LA-ICP-MS ni les images de Microscope Electronique à Balayage ne montrent la présence d'inclusions indiquant qu'elles ne contiennent pas de Minéraux du Groupe du Platine (MGP). La répartition des EHS et des éléments chalcophiles dans les gouttelettes sulfurées montre que le Ni, Co, Re et une partie du Pt et du Pd sont intégrés en solution solide dans la SSM. Le Cu, Zn, Ag, Cd, Sn, Te, Bi, Pb et le Pt et le Pd restants sont concentrés dans le liquide sulfuré trempé riche en Cu. Comme pour les autres gouttelettes, les gouttelettes zonées ne contiennent pas de MGP. Le refroidissement subi par les gouttelettes implique que les taux de diffusion étaient trop faibles pour permettre la formation de MGP. Cela indique que l'exsolution est un processus majeur dans la formation des MGP dans les sulfures, qui est commun dans les systèmes refroidis plus lentement.