Ce projet de maîtrise porte sur la géochimie, la pétrographie et le potentiel économique de séquences enrichies en Fe-Ti±P (fer, titane, phosphore) du secteur du lac à Paul localisé dans la partie nord et en bordure de la Suite anorthositique de Lac-Saint-Jean (SALSJ). La SALSJ est située dans la Province de Grenville, qui est caractérisée par de nombreuses suites anorthositiques de type AMCG d'âge protérozoïque. Les gîtes de Fe- Ti±P représentent une association caractéristique au sein de ces suites. L'enrichissement en Fe-Ti±P des roches du secteur du lac à Paul reflète l'enrichissement variable en ilménite, magnétite et apatite de celles-ci. Les roches échantillonnées démontrant un tel enrichissement en Fe-ïtfcP ont été subdivisées en six lithologies: 1) anorthosites, leucogabbros, leuconorites et leucogabbronorites ± oxydes de Fe-Ti et apatite; 2) troctolites et leucotroctolites ± oxydes de Fe-Ti et apatite; 3) péridotites nelsonitiques; 4) roches à oxydes de Fe-Ti; 5) pyroxénites à oxydes de Fe-Ti, et; 6) dunites à oxydes de Fe-Ti. Des diorites ferrifères, que l'on retrouve sous forme de dykes recoupant les autres lithologies, ont également été échantillonnées. Les minéraux analysés à la microsonde (olivine, plagioclase, orthopyroxène, clinopyroxène, ilménite, magnétite, spinelle et apatite) possèdent tous des compositions évoluées. Le plagioclase est principalement de Fandésine (An27 à Ans©) et le pourcentage forstérite des olivines varie de F046 à F063. Contrairement aux autres lithologies qui sont caractérisées par de l'ilménite, les diorites ferrifères renferment de l'hémo-ilménite. Le caractère évolué des roches du secteur du lac à Paul, illustré par les études pétrographique et géochimique, indique que le magma parental des roches du secteur est également évolué. De plus, la distribution ubiquiste de l'apatite dans les roches échantillonnées indique que le magma parental devait posséder une composition caractérisée par la présence de l'apatite sur le liquidus. La composition en éléments des terres rares (ÉTR) du magma parental a été calculée grâce à la composition en ETR d'apatites séparées de leur échantillon et analysées par INAA. Cette composition (calculée) est similaire à la composition de roches ferrodioritiques que l'on retrouve fréquemment associées aux massifs anorthositiques. Du point de vue thermodynamique, la formation des roches anorthositiques et troctolitiques est possible par cristallisation fractionnée et à partir d'un magma de composition dioritique. Toutefois, la formation des péridotites nelsonitiques demeure problématique et le processus d'immiscibilité ne peut être mis de côté. Les roches à oxydes de Fe-Ti résultent probablement de la migration de l'ilménite et de la magnétite dans des zones de basse pression lors de la mise en place des roches du secteur ou lors de déformation ultérieure. Les diorites ferrifères sont plus enrichies en ETR légers que les compositions magmatiques parentales calculées pour le secteur du lac à Paul. Cependant, il est possible qu'elles soient génétiquement associées aux roches enrichies en Fe-Ti±P du secteur du lac à Paul. Les péridotites nelsonitiques, avec 10 à 25 % d'apatite, représentent le meilleur potentiel en terme de phosphore (4 à 10 % P2O5). Elles possèdent une bonne distribution à travers le secteur d'étude et elles pourraient également représenter un potentiel économique' secondaire en ilménite et magnétite. Les roches à oxydes de Fe-Ti sont les plus enrichies fer et titane. Toutefois, dans le contexte de cette étude, leur potentiel économique semble limité car elles possèdent une distribution plutôt erratique à travers le secteur d'étude.

Le but principal de ce travail est de déterminer le rôle des failles (WNW-ESE et WSW- ENE), sécantes aux veines aurifères, dans la formation et le contrôle des aires minéralisées; du gisement aurifère filonien de la mine Poderosa, encaissé dans le Batholite de Pataz, au Pérou. Le Batholite de Pataz a une forme allongée suivant la direction NNW-SSE parallèle aux linéaments andéens. Il s'agit d'un granitoïde classé comme étant de type-l, d'affinité calco-alcaline, peralumineux et constitué d'une séquence intrusive subdivisée en deux séries : l'une de diorite à tonalité et l'autre de granodiorite à granite puis à monzogranite. Il est injecté par un cortège de dykes commençant par des dykes acides (aplitiques-pegmatites) et se terminant par des dykes basiques (homblendites-diabase). Des fragments sub-arrondis de microdiorite carbonifère et des fragments sub-anguleux ou sub-arrondis de roches anté-carbonifères forment des xénolites à l'intérieur de l'intrusion, recouvert sur le flanc est par une suite de roches volcaniques tertiaires, qui constituent également des dykes à l'intérieur de l'intrusion. Deux phases d'altération sont identifiées dans la zone d'étude : une première produite par la mise en place et le refroidissement de l'intrusion, et une seconde liée aux processus hydrothermaux. Cette dernière, qui est la plus importante dans les épontes des veines de quartz aurifères et dans des failles, est dominée par la séricitisation et la chloritisation. Ces deux types d'altération définissent une zonalité centimétrique au contact des veines et localement en bordure des failles. Il s'agit d'une séricitisation (proximale), suivie d'une chloritisation plus distale. D'autres types d'altération dont la carbonatation, l'argilisation et la silicification sont également reconnus mais peu prononcés, sauf la carbonatation qui se développe mieux dans des roches intermédiaires à basiques. Les calculs de balance de masse indiquent une perte en SiO2 au contact des veines et de quelques failles, un gain en K2O et une perte en Na2O dans les zones de séricitisation; et un gain en MgO accompagné d'une perte en K2O dans les zones de chloritisation. Sur le plan structural, la zone d'étude présente, à toutes les échelles, le même réseau de fracturations. Les familles de fracturations les plus développées sont orientées WNWESE, WSW-ENE et NNW-SSE. Les pendages sont respectivement, pour les deux premières familles, sub-verticales et à mouvements tardifs senestres et pour la troisième en moyenne à 45° vers l'est. La formation dans le temps, de ce réseau de fracturation est interprétée anté-minéralisation suivie de réactivations syn- et post-minéralisations. Les aires minéralisées (Ore Shoots) sont constitués de veines de quartz aurifères (avec une haute concentration de sulfures) de puissance de quelques centimètres à 1,5 mètre; ils peuvent occasionnellement être plus épais à la suite de réactivation tectonique. Les axes principaux, les plus favorables, des aires minéralisées sont orientés entre N0450 et N117°. Les teneurs en or peuvent atteindre 90 gr/t; mais il n'est pas rare de trouver des valeurs de plus de 600 gr/t. Cette étude a permis de suggérer que certaines failles ont servi de conduits pour les fluides minéralisateurs tandis que d'autres ont assuré leur distribution. Ainsi, les failles d'orientation WNW-ESE (N295-N3250, la famille 1) seraient responsables du transport alors que celles d'orientation WSW-ENE (N265-N225", la famille 2) auraient permis la distribution du fluide aurifère. Les structures à faible pendage et de direction nord, quant à elles (famille 3), constituent les pièges qui ont favorisé la mise en place des veines aurifères.

Ce projet de maîtrise, développé en partenariat avec le CERM de l'UQAC et les compagnies SOQUEM INC. et Ressources Sirios, avait comme objectif principal d'établir la chronologie des événements géologiques de la propriété Aquilon, afin de situer la mise en place d'un système aurifère filonien. Il devait également permettre de caractériser la minéralisation aurifère de la propriété, d'en faire la représentation géométrique tridimensionnelle et de proposer un modèle de formation. Le système aurifère filonien d'Aquilon présente un cas particulier d'une minéralisation en terrain déformé. Celui-ci est centré sur un complexe felsique situé au sein d'une mince bande volcanosédimentaire archéenne, la bande d'Aquilon, qui se trouve dans l'extrémité nord-est de la sous-province volcano-plutonique de La Grande. La minéralisation s'y présente sous deux formes, soit des horizons sulfurés à faibles teneurs aurifères associés à des tufs felsiques à intermédiaires et des veines de quartz très riches en or. Le centre felsique hôte des minéralisations aurifères d'Aquilon est dominé par des laves et des tufs de composition rhyodacitique et d'affinité calco-alcaline qui sont intercalés à de nombreux horizons mafiques d'affinité tholéiitique. Un volcanisme bimodal provenant de deux sources magmatiques contemporaines, ou encore la mise en place de nombreux dykes gabbroïques lors d'un épisode de rift, permettrait d'expliquer la succession felsites/mafites au sein de l'empilement volcanique. Le style structural de la propriété Aquilon implique un régime de déformation intense en milieu ductile. Les roches du secteur ont subi une importante déformation qui s'est produite à travers trois principaux épisodes (Dp.-i, Dp et Dp+1). L'événement Dp est responsable du développement de la schistosité de flux (Sp) à faible pendage, de la très forte linéation d'étirement minérale (Lé), de l'intense transposition et du démembrement du litage primaire, des dykes syn-volcaniques et des veines de quartz et du développement de plis Pp couchés, réclinés et isoclinaux. Le métamorphisme régional, synchrone à l'événement de déformation Dp, a atteint le faciès inférieur des amphibolites. Le niveau de déformation caractérisant les veines aurifères d'Aquilon est très élevé et a malheureusement joué un rôle destructeur sur la minéralisation. Les veines ont été fortement plissées, transposées, démembrées et boudinées lors de l'épisode Dp. Les différentes relations observées entre les veines, l'altération, la schistosité, les dykes gabbroïques et les dykes lamprophyriques suggèrent une mise en place du système filonien antérieure au métamorphisme et au développement de la schistosité principale. Celles-ci pourraient même impliquer une origine syn-volcanique plus ou moins synchrone à la mise en place des horizons sulfurés. Mentionnons que ces derniers présentent de nombreuses ressemblances aux minéralisations de type sulfures massifs aurifères volcanogènes. En plus de présenter de façon détaillée les différents aspects lithologiques, structuraux et métallogéniques des roches et des minéralisations aurifères d'Aquilon, cette étude propose différents modes de formation du système filonien. Bien qu'il soit toujours difficile d'établir avec exactitude la nature des minéralisations d'Aquilon, quelques implications pour l'exploration en terrains volcaniques déformés peuvent être émises.

La suite intrusive de Sept-îles (SISI) est une grande intrusion mafique litée (80km par 5,6 km) associée à l'ouverture de l'océan lapétus (564 Ma) et encaissée dans les gneiss fortement déformés du Grenville. La SISI se compose de 4 intrusions : l'intrusion mafique de Sept-îles (composante majeure), l'intrusion de bordure de Sept-îles, l'intrusion de Pointe du Criard (PdC) et les dykes et filon-couches de gabbro tardifs. Le but de ce projet est de déterminer l'origine des roches felsiques qui sont associées à la SISI. La série supérieure de l'intrusion mafique de Sept-îles ainsi que les composantes felsiques du filon-couche de Pointe du Criard ont donc été analysées. La série supérieure se divise en trois composantes : les quartzo-syénites et syenites à feldspaths alcalins sans enclave, avec enclaves et les zones à coussins. Ces zones à coussins sont caractérisées par la présence de coussins syénitiques sans enclave (50 cm à 5 mètres) entre lesquels il y a un matériel interstitiel syénitique très riche en enclaves. Le filon-couche PdC, qui recoupe la série supérieure, est formé de trois composantes : une bordure figée de diabase et un leucogabbro qui forment environ 2 % du filon-couche alors que les 98% restant sont formés par la syenite porphyrique. Au point de vue minéralogique, la composition des échantillons de la série supérieure et du filon-couche varie très peu et est généralement caractérisée par l'assemblage suivant : feldspath potassique microperthitique + quartz + hornblende (avec parfois des c?urs reliques de clinopyroxène) + oxydes Fe-Ti (magnétite/ilménite) + minéraux accessoires (zircons, titanite,± apatite, biotite). La géochimie des roches de la série supérieure et du filon-couche PdC est relativement semblable et elle indique que tous les échantillons sont des granitoïdes de type-A. Les modélisations de la cristallisation fractionnée effectuées à partir des éléments majeurs et des éléments traces ont permis de déterminer que les 3 composantes de la série supérieure ne résultaient pas d'une différenciation continue mais plutôt de deux épisodes de différenciation (un épisode pour les roches felsiques avec enclaves, les zones à coussins et le filon-couche PdC et un second pour les roches sans enclave). Finalement, les analyses isotopiques en strontium ont déterminé que tous les échantillons analysés provenaient d'une même source, le manteau supérieur, et que leurs rapports isotopiques concordaient avec celui de l'anorthosite de la série de bordure supérieure et des gabbros de la série litée. Le modèle de formation de la série supérieure et du filon-couche PdC proposé est divisé en trois grandes étapes. La première étape consiste à la formation de lentilles de matériel felsique qui résulte de la cristallisation fractionnée du magma basaltique à l'origine de la série litée. Ces lentilles situées au contact de fa série litée avec la série de bordure supérieure sont propulsées au contact supérieur de la série de bordure supérieure par une série de conduits. La première impulsion de matériel felsique à travers la série de bordure supérieure partiellement cristallisée est à l'origine de la formation des roches felsiques avec enclaves de la série supérieure. Une seconde impulsion de matériel felsique légèrement plus évolué entraîne la formation des roches felsiques sans enclave de la série supérieure qui se situent au-dessus de celles avec enclaves dû au contraste de densité. Lors de cette seconde impulsion, il y a la formation des zones de coussins qui résultent de l'apport d'une quantité moins importante de matériel felsique évolué. Les coussins sans enclave se mettent en place dans le matériel felsique avec enclaves qui a déjà débuté sa cristallisation. Finalement, la formation du filon-couche de Pointe du Criard est dû à la remontée d'un dyke de gabbro tardif qui est dévié de sa trajectoire et qui devient un filon-couche au contact supérieur de la série de bordure supérieure. Une troisième impulsion de matériel felsique dans le même conduit que le dyke entraîne le remplissage de la portion centrale du filon-couche par une syénite. Le refroidissement rapide de l'ensemble du filon-couche entraîne la formation de la texture porphyrique caractéristique de la syénite du filon-couche PdC.

Les porphyres cuprifères constituent un type de gisement de cuivre majeur. La minéralisation contient principalement du cuivre et du Mo. Le gisement de Yandong qui est un gisement de ce type est situé en Chine, à 150 km au sud de la ville de Hami. Cette étude vise principalement à étudier et établir les relations entre les types de minéralisation et les types d'altération dans le gisement de Yandong. Nous mettons ici en évidence deux types de minéralisation dans le gisement de Yandong : le type de foliation dans lequel les sulfures sont disséminés, et le types stockwerk dans lequel les sulfures apparaissent dans les veinules. Les principaux sulfures associés à cette minéralisation sont la chalcopyrite, la pyrite et la molybdenite et la minéralisation est contenue à la fois dans les porphyres plagiogranitique et les volcanites encaissantes. L'altération se présent sous plusieurs formes qui se distribuent de façon zonale autour du minerai et qui sont typiques des porphyres cuprifères en général. Du coeur vers l'extérieur du corps minéralisé, se succèdent l'altération potassique(biotisation), l'altération phyllique, la silicification, l'altération argilique, et l'altération propylitique. L'altération phyllique est la plus répandue dans ce gisement. Toutefois, on note quelques particularités par rapport à certains gisements de ces types considérés comme des modèles. En effet, même si la minéralisation est étroitement liée à l'altération, on observe que le degré d'enrichissement est plus élevé lorsque se superposent l'altération potassique, la silicification et l'altération phyllique, ce qui n'est pas toujours le cas dans la plupart des gisements connus. Le modèle métallogénique du gisement de porphyre cuprifère de Yandong peut être décrit comme suit : le gisement s'est mis en place dans la zone orogénique Jueluotage au Paléozoique supérieur; la minéralisation est liée à la mise en place des roches calco-alcalines volcano-hypogènes durant la période de raccourcissement au début du Carbonifère supérieur. Les roches porteuses de la minéralisation sont les porphyres plagiogranitiques et leurs encaissants (les roches volcanique basaltique et volcanoclastique). La mise en place de l'intrusion et de la minéralisation fut contrôlée par des structures linéaires ayant favorisé la disposition du corps minéralisé sous forme d'une plaque épaisse.

La compréhension des chaînes orogéniques passe inévitablement par la connaissance de la morphologie des éléments qui entrent en collision. La présence de promontoires et réentrants le long de la marge laurentienne a largement influencé la distribution des séquences de flyschs taconiens. Ce phénomène est reconnu sur de grandes distances, mais demeure toutefois limité à l'échelle locale où des éléments de second ordre peuvent également influencer la dispersion des sédiments. À l'intérieur du Réentrant de Québec, un de ces éléments de deuxième ordre est le Promontoire de Montmorency. Reconnu sur la base des variations de faciès de plate-forme et de flysch ordoviciens moyens, il n'existait, jusqu'à présent, aucun lien entre cette avancée de terre et le rift iapétien. L'utilisation de modèles désuets pour l'interprétation des séquences sédimentaires de la région de Québec est probablement la cause de cette « non-reconnaissance ». Le Groupe d'île d'Orléans est le plus propice à contenir des éléments révélateurs quant à l'existence du Promontoire de Montmorency au cours de la période cambro-ordovicienne. De plus, cette séquence sédimentaire se situe dans une région charnière où les corrélations entre les unités situées à l'est et à l'ouest sont difficiles à faire. Outre son contexte géographique, le Groupe d'île d'Orléans possède des caractéristiques qui lui sont particulières, telles la présence de glauconite et la forte bioturbation. L'étude de la glauconite de la Formation d'Anse Maranda a révélé que la glauconite qui y est présente s'est formée sur place et indique un faible taux de sédimentation. Toutefois, la géochimie du minéral est inhabituelle, sa teneur en aluminium étant plus élevée que celle en fer. Cette substitution a une influence sur la rétention du potassium dans la structure cristalline. La perte de charge induite par le remplacement de fer (et magnésium) divalent par de l'aluminium trivalent fait en sorte que le potassium est expulsé hors du minéral. Ce phénomène est d'une importance majeure car la teneur en potassium est utilisée pour déterminer la maturité de la glauconite; celle-ci est à son tour utilisée comme élément d'interprétation en sédimentologie et stratigraphie séquentielle. Les relations entre les divers éléments chimiques et les caractéristiques diagénétiques de la Formation d'Anse Maranda indiquent que la glauconite alumineuse résulte de la diagenèse précoce d'une glauconite plus conventionnelle, c'est-à-dire riche en fer. La présence de glauconite autochtone dans la Formation d'Anse Maranda contraste avec l'interprétation selon laquelle l'alternance de grès massifs et de mudstones résulte du dépôt de turbidités sur la partie proximale d'un cône sous-marin. Les travaux de la thèse démontrent que l'aspect massif des grès est le résultat d'une bioturbation intense. Les différentes traces fossiles et ichnofaciès observés démontrent que la formation s'est déposée sur une plate-forme où le faible apport de sédiments a permis la glauconitisation et la destruction quasi complète des structures sédimentaires par les organismes fouisseurs. Cette plate-forme était toutefois irrégulière, ce qui a permis le dépôt de turbidités près des dépôts résultants de l'activité des courants de tempête. Le passage graduel des formes de basse énergie telle Helminthopsis vers des formes plus robustes comme Chondrites suggèrent une baisse du niveau marin. La bioturbation a également influencé la diagenèse, les grès bioturbés contenant beaucoup moins de ciment précoce de carbonates en comparaison avec les grès non-bioturbés. Les formations de Lauzon et de Pointe-de-la-Martinière se retrouvent respectivement au centre et au sommet du Groupe d'île d'Orléans. La base de la Formation de Lauzon est définie par le conglomérat de Ville Guay. Ce conglomérat résulte de l'érosion d'un récif à thrombolites, conséquence probable d'un affaissement de la marge continentale. Par la suite, un cône boueux/sableux s'est déposé sur les gradins de la marge formant deux séquences granodécroissantes. La Formation de Pointe-de-la-Martinière se compose de turbidités boueuses et de sédiments pélagiques vers l'est et de sédiments du bout de la plate-forme à l'ouest. Ces sédiments de plate-forme sont composés de cycles de Logan et d'alternance shales noirs - calcaires. Ces deux lithofaciès résultent du dépôt dans une zone à haute productivité organique et d'une diagenèse précoce reliée à la forte concentration en CO2. Les deux formations reflètent une transgression majeure recoupée de quelques régressions. L'analyse de faciès et Fichnologie des dépôts du Groupe d'île d'Orléans ont permis de confirmer la présence du Promontoire de Montmorency lors de la période allant du passage du rift à la marge passive (rift-to-drift) de la marge laurentienne. La morphologie de ce promontoire explique la prédominance des turbidités dans un sous-bassin d'eau peu profonde à l'est et des dépôts de plate-forme à l'ouest. La morphologie en touche de piano explique également la distribution des flyschs taconiens et peut être incorporée dans un modèle d'orogenèse de la chaîne appalachienne. Le modèle présenté ici peut également servir de comparaison pour d'autres secteurs des Appalaches.

Lors du retrait du glacier à la fin de la dernière ère glaciaire qu'a connue la région du Saguenay-Lac-Saint-Jean, divers faciès se sont mis en place. Dans l'étude que nous avons menée dans le corridor Métabetchouan - Larouche, nous nous sommes particulièrement penché sur les divers processus sédimentaires qui sont intervenus dans la mise en place de ces dépôts. La cartographie effectuée dans la gravière de Métabetchouan nous a permis de reconnaître 11 faciès sédimentaires que nous avons regroupés en 5 assemblages de faciès. Les assemblages SS, GSD et GB sont localisés au niveau du premier palier de la gravière qui se trouve être à une élévation approximative de 130 m. L'assemblage SS est constitué essentiellement de faciès sablonneux qui semble correspondre à des dépôts prodeltaïques. L'assemblage GB se trouve être en contact discordant avec SS et montre des faciès caractéristiques du milieu fluviatile, cela suppose donc une remontée liée au retrait du glacier. L'assemblage GSS est localisé au second palier de la gravière à une élévation approximative de 145 mi II est constitué d'une alternance de faciès sableux et graveleux. Le troisième palier est quant à lui former par un empilement de feuillets GS. Ce dernier associe des faciès essentiellement graveleux qui montrent le long de la pente des variations importantes de faciès. L'enchaînement de ces faciès le long de la pente ainsi que leur nature sédimentologique nous ont permis d'identifier les différents mécanismes ayant opéré dans ce segment et donc permit de constater l'évolution et/ou la transformation de la coulée le long d'une pente très inclinée en milieu aqueux. L'architecture et la position de cette partie du delta du camp musical de Métabetchouan semblent indiquer une mise en place en marge du glacier resté immobile sur la rive sud du lac Saint-Jean (Étape 5 du retrait glaciaire). Les dépôts reconnus à Larouche et Hébertville, se sont essentiellement mis en place durant la phase 4 du retrait glaciaire. La morphologie et l'étendue de la gravière d'Hébertville associés à des évidences de présence de glace à proximité, nous fait penser à des dépôts de terrasses de kame. Les divers faciès reconnus dans ces deux gravières ont été également inventoriés et regroupés en assemblage de faciès.

Le gisement de la Mine Troilus au nord de Chibougamau est encaissé dans des roches archéennes au sein de la ceinture de roches vertes Frotet-Evans. Il s'agit d'une mine à ciel ouvert à haut volume, basses teneurs (0,95 g/t d'Au et 0,10% de Cu) où deux fosses sont présentement exploitées : la fosse 87 et la fosse J4. La fosse J4 présente des unités lithologiques similaires à la fosse 87 malgré quelques différences. Une diorite porphyrique, une microdiorite, des dykes felsiques et une unité bréchique avec des faciès très hétérogènes sont les encaissants d'une minéralisation disséminée. Le degré de déformation est élevé dans la fosse J4. Les dykes, dont les épaisseurs varient entre 1 et 15 m, sont transposés et leur orientation primaire est sécante à la foliation principale. La minéralisation se traduit par la présence de sulfures (pyrite, chalcopyrite et pyrrhotite) qui forment des amas interstitiels, des agrégats lenticulaires ou sont associés à de petites veinules déformées, boudinées et transposées. Une zonalité métallique est présente et se caractérise par une enveloppe aurifère et une enveloppe cuprifère. En effet, la minéralisation aurifère est nettement décalée par rapport à celle cuprifère. Mais dans les deux cas, la minéralisation suit les dykes felsiques et forment un arrangement sécant à la schistosité principale. Il y a une abondance de veinules dans la fosse J4 qui ont été classifiées en trois familles: 1) veinules de quartz, 2) veinules de quartz+sulfures ± biotite ± hornblende et 3) veinules d'épidote+carbonates±chlorite. Seules les veinules de la famille 2 sont associées à la minéralisation cuprifère. L'altération potassique est significative et se traduit par des agrégats lenticulaires de biotite et /ou de hornblende accompagnées de magnétite, de titanite et des veinules 1 et 2. Cette zone est étroite au centre de la fosse et est associée à la minéralisation aurifère. Elle a été superposée par une altération propyllitique qui se traduit par la formation d'épidote et des veinules 3. Enfin, la dernière zone d'altération affecte les dykes seulement. Il s'agit d'une altération phyllique intense. Les plagioclases y sont complètement altérés en séricite. L'association de la minéralisation avec les dykes felsiques, le recoupement de la schistosité sur les veinules de quartz-sulfures ainsi que l'association de l'altération potassique intense avec la minéralisation aurifère sont des critères qui permettent de privilégier un gisement anti-déformation et d'origine porphyrique.

Le segment Est (2714-2702 Ma) de la Zone Volcanique Sud (ZVS) dans la ceinture de roches vertes de l'Abitibi est une séquence complexe de roches volcano-sédimentaires coupées par les suites plutoniques syn- et post-volcaniques. Ce segment peut être subdivisé en deux groupes stratigraphiques basés sur la tectonique régionale et la stratigraphie volcano-sédimentaire : le Groupe de Malartic à la base, composé des formations de La Motte-Vassan, de Dubuisson, et de Jacola, et au-dessus, le Groupe de Louvicourt, contenant les formations de Val-d'Or et d'Héva. Le Groupe de Malartic représente une plate-forme océanique archéenne contrôlée par l'extension tectonique due à une plume du manteau et caractérisée par les komatiites et les basaltes effusifs et les filons-couches et dykes. Le Groupe de Louvicourt a marqué un changement vers des processus associés à une subduction; le début de la construction d'arc, représentée par la Formation de Val-d'Or inférieure, s'est produit simultanément avec les étapes d'affaiblissement du volcanisme de plume, représentées par la Formation de Jacola. Cette activité volcanique contemporaine indique une relation conforme. L'extension qui suivit, représentée par la Formation d'Héva, a formé les laves volumineuses qui ont inondé les laves associées au volcanisme d'arc. La Formation de Jacola est caractérisée par des komatiitiques et basaltes riches en Mg, liés à une source de plume du manteau, qui ont formé une grande plaine sous-marine de lave tholéiitique. Le contact entre la Formation de Jacola mafique-ultramafique et la Formation de Val-d'Or intermédiaire-felsique est graduel et indiqué par l'apparition (i.e., fragmentaire) de dépôts volcaniclastiques volumineux qui sont tholéiitiques à transitoires et qui ont une signature géochimique d'arc. La Formation de Val-d'Or de 3-5 km d'épaisseur est un arc volcano-sédimentaire subaquatique complexe composé de nombreuses séquences de laves intermédiaires à felsiques discontinues et latéralement inter stratifiées et de leurs dépôts volcaniciastiques associés qui ont évolué de tholeiitique à calco-alkalins. Ces petites séquences se composent de coulées de laves massives, coussinées/lobées, et bréchifiées, de 1 à 100 m d'épaisseur, qui sont vésiculaires de façon variable (l-30-vol%) et inter stratifiées avec des dépôts volcaniclastiques amalgamés, 1 à 50 m d'épaisseur, de lits normal à renversé composés de fragments angulaires à subarrondis de grosseur tuff à brèche et un indice de vésicularité entre 15 et 35-vol%. De plus, de nombreux petits centres volcaniques à dominance felsiques d'ampleur régionale limitée, contenant les gisements massifs de sulfures, définissent 1' Arc de Val-d'Or. Le contact entre les formations de Val-d'Or et d'Héva est défini par l'apparition soudaine de laves tholéiitiques, et est représenté par une unité felsique sphérulitique tholeiitique à la base de la Formation d'Héva. La Formation d'Héva tholeiitique de 2 à 3 km d'épaisseur est définie par le volcanisme mafique effusif et felsique avec des dépôts volcaniclastiques locaux. L'unité sphérulitique à la base de la Formation d'Héva est décelable pour 40 kilomètres, servant (de ce fait) d'horizon-repère au Groupe de Louvicourt. Une séquence de tufs bréchiques polymictiques, située stratigraphiquement au-dessus de l'unité sphérulitique, se compose de fragments mafiques et felsiques remoblisés qui ont une signature géochimique d'arc, suggérant qu'ils sont provenus de la Formation de Val-d'Or sous-jacente. Ceci implique que la Formation de Val-d'Or est plus jeune et a une relation conforme avec la Formation d'Héva. Vers le haut de la stratigraphie, des coulées de lave mafique massives à coussinées avec des dykes et filons-couches de gabbro dominent, suggérant des éruptions plus fissurales. Les tufs turbiditiques locaux et les dépôts pyroclastiques scorieux remoblisés certifient une/deséruption(s) explosif(ves). La Formation de Jacola représente un environnement marin profond semblable à une dorsale médio-océanique, contrôlé par le volcanisme de plume de manteau, qui a formé la base pour la construction d'un arc, et a contaminé les premières laves. Les roches volcaniclastiques intermédiaires et les laves à la base de la Formation de Val-d'Or indiquent le volcanisme relié à une subduction. La Formation d'Héva tholéiitique indique un retour à un régime d'extension avec le volcanisme fissurai pendant la dissection d'arc. L'Arc de Val-d'Or forme une séquence monoclinale volcano-sédimentaire, de polarité vers le sud, évoluant du volcanisme associé à une plume au volcanisme associé à une subduction.

La région de Tadoussac est située dans la partie est-centrale de la province de Grenville entre les rivières Saguenay et Saint-Laurent. Les principaux types de roches sont, 1) Orthogneiss gris granodioritiques, 2) Métasédiments incluant des métapelites métamorphisé au faciès amphibolitique supérieur, 3) Gneiss mafiques et 4) Les granites alcalins. Le pluton granitique a été injecté dans une faille de décrochement active pendant la mise en place du magma. À l'échelle de l'affleurement, du coté sud-ouest, ce pluton est en contacte intrusif avec les gneiss mafiques à intermédiaires, et recoupe la foliation générale ainsi que les dykes de granites et des pegmatites associés. Ces roches mafiques à intermédiaires se trouvent dans la faille en décrochement dextre, elles enregistrent une foliation importante et hébergent des veines de ségrégation du matériel leucocrate parallèle à la foliation ainsi que des structures extensionnelles, qui ressemble amplement a des leucosomes d'une migmatite, en plus, il y a des zones ou les amphiboles sont transformées en biotite évoquant un patron de fractures. Sur une base pétrographique, on note que les ségrégations dans les roches mafiques présentent des microstructures magmatiques. L'absence de paragenèse minéralogique qui peut suggérer des réactions anatectiques favorise l'interprétation selon laquelle, les roches mafiques dérivent du magma mafique injecté et cristallisé dans la faille active. Les évidences géochimiques montrent que les unités mafiques sont tholéiitiques et alcalines, ces caractères proviendraient d'une source magmatique enrichie en alcalins, ce qui met à l'évidence un processus de contamination crûstale du magma. La composition des ségrégations dans les roches mafiques peut être expliqué plutôt par une ségrégation de liquide résiduel que par une fusion partielle faute d'existence de liquide anatectique. Donc, l'interprétation est celle de deux magma alcalins, l'un felsique l'autre mafique qui s'injectent en même temps dans une zone de décrochement, et la ségrégation des magma leucocrate dans les deux est causé par la cristallisation syntectonique et non pas par anatexie. Pour les zones riches en biotite, les évidences pétrogéochimiques suggèrent une transformation par métasomatisme des roches amphibolitiques transformé suite à un apport de certains éléments majeurs et/ou traces dans des conditions hydriques pour faire concentrer de la biotite assez massivement.