La Province de Grenville, située dans l'est du Canada, est caractérisée par la présence de nombreux massifs anorthositiques, résultant du magmatisme intraplaque dominant entre 1200 et 1000 Ma. Le secteur Chute-des-Passes, situé dans la portion nord-est de la Suite anorthositique du Lac-Saint-Jean (SALSJ) englobe une zone de contact entre la SALSJ et un encaissant de gneiss. On y retrouve une signature structurale bien visible autant dans l'anorthosite que dans l'encaissant. Une pétrographie détaillée ainsi qu'une analyse structurale ont été utilisées pour déterminer le contexte de mise en place de la SALSJ dans le secteur Chute-des-Passes, c'est-à-dire son contexte structural et le moment de mise en place par rapport aux déformations subies par son encaissant. Les roches formant la Suite anorthositique ont été divisées en trois grands faciès soit : les roches gabbroïques à noritiques présentes près du contact, les roches anorthositiques à plagioclase bleuté et les roches anorthositiques à plagioclase mauve. L'encaissant est constitué de gneiss de différentes compositions. L'analyse des textures en lames minces a permis de voir que le processus de recristallisation est dominant dans le secteur d'étude, ce qui n'a pas empêché d'observer une évolution dans les différentes microtextures de déformation en relation avec l'intensité de la déformation. Les textures de plagioclase associées à la déformation élevée sont principalement les textures oeillée et granoblastique. La texture porphyroclastique représente majoritairement une déformation modérée tandis que la texture protoclastique caractérise les roches anorthositiques massives à plagioclases mauves. Dans l'ensemble les microtextures ne montrent pas d'évidence de déformation à l'état magmatique. Le premier événement de déformation (Dl) est reconnu seulement au sein du complexe de gneiss et il est représenté par une gneissossité (SI) de direction et pendage variés causée par la transposition et le plissement relatif aux événements de déformation ultérieurs. Le second événement de déformation (D2) a produit une fabrique, S2, de direction NNE et de pendage modéré vers le SE reconnue dans les gneiss et dans l'anorthosite. La SALSJ est caractérisée par un litage primaire (S0) qui est plus ou moins parallèle à la fabrique S2. Une linéation d'étirement plongeant faiblement vers le SE est associée à cette fabrique et cette signature est compatible avec un transport vers le NW. La zone de contact entre l'anorthosite et les roches gneissiques correspond à une zone de déformation de dimension kilométrique (événement D3). Une fabrique subverticale, S3 y est fortement développée et elle est associée à des linéations d'étirement faiblement plongeantes et de type directionnel. Un mouvement dextre a été déduit des indicateurs de cisaillement, en accord avec le transport vers le NW. Cette zone de déformation agit comme une zone de décollement entre deux styles de déformation différents. De petites zones de déformation, de signature semblable à la zone de contact sont présentes au sein de la SALSJ et associées à l'événement D3. L'événement de déformation (D4) est défini par des zones de déformation de pendage faible vers l'est. Les linéations d'étirement suggèrent un chevauchement vers l'ouest et le nord-ouest. Ces zones, interprétées hors séquences durant l'événement de chevauchement, s'expriment surtout par la Faille du lac à Paul. Durant une dernière phase (D5), lune de ces zones, la zone de déformation du lac de la Tête, a été réactivée selon un mouvement en décrochement dextre et a produit des linéations d'étirement subhorizontales. La signature de chevauchement est dominante dans cette portion de la SALSJ et elle est en relation avec l'orogénie grenvillienne. Une zone critique à l'intérieur de la SALSJ montre des enclaves de taille décimétrique de phases précoces de l'anorthosite à l'intérieur de la phase tardive d'anorthosite mauve enrichie en apatite. Ces enclaves sont fortement déformées et montrent des fabriques compatibles avec la signature de chevauchement associée à l'événement D2 tandis que l'anorthosite mauve contient des fabriques produites seulement par l'événement D3. Cette relation et l'ensemble des structures suggèrent une mise en place de cette portion de la SALSJ contemporaine avec le chevauchement.

Le but de cette étude menée par le CERM en partenariat avec le MRNQ et la compagnie Mines d'Or Virginia (détenteur de la propriété) a été de mettre en relation la magmatisme, l'hydrothermalisme, la déformation et les minéralisations nouvellement découvertes au sein de la Tonalité de La-Grande-Sud (LGS). Cette tonalité est une petite intrusion elliptique faisant 600 m de largeur sur 1500 m de longueur se retrouvant au sein d'un assemblage volcano-sédimentaire archéen métamorphisé au faciès des schistes verts supérieurs. Cette ceinture de roches vertes fait partie de la sous-province de La Grande, laquelle se trouve à l'est de la Baie-James dans le secteur sud du réservoir Robert-Bourassa. Cinq indices aurifères principaux sont localisés dans la Tonalité LGS : Zone 32, Mico-Milan, Pari, Brèche et Zone Veine. La Zone 32 a fait l'objet de calculs de ressources (avril 1999) et les résultats obtenus sont de 6,5 Mt à 1,52 g/t Au et 0,2% Cu à une teneur de coupure de 0,5 g/t Au. La signature géochimique de la tonalité a permis de déduire qu'il s'agit d'une intrusion trondhjémitique d'affinité calco-alcaline peralumineuse formée probablement dans un environnement d'îles-en-arc. De plus, une datation selon la méthode U-Pb a rapporté un âge de 2734 + 2 Ma comparable à celui des roches volcaniques encaissantes, appuyant une origine syn-volcanique pour la Tonalité LGS. Deux phases principales de déformation sont observées dans le secteur et à l'intérieur de la Tonalité LGS. La première phase (Dl) est à l'origine de la schistosité N-S ayant transposé les unités volcano-sédimentaires et étiré les grains de quartz dans la tonalité. La seconde phase (D2) se signale par une crénulation E-0 à l'origine du plissement du litage et de la première fabrique ainsi que par des zones de déformation intense E-0 dans lesquelles des bandes de cisaillement bien développées indiquent une composante de mouvement dextre tardive. Plusieurs zones d'altération auxquelles sont associés différents types de minéralisations sont reconnues à l'intérieur de la Tonalité LGS. Le coeur de l'intrusion correspond à une zone d'altération potassique caractérisée par l'assemblage (BO-AB-CC-EP) avec de la PY disséminée en traces. Cette zone passe graduellement vers les bordures à une zone d'altération propylitique montrant l'assemblage (CL-AB-SR-CC+EP) avec PY+CP disséminées en traces. Des zones métriques à décamétriques d'altération séricitique sont également observées, la Zone 32 se trouvant dans une de ces zones, lesquelles sont caractérisées par la présence de séricite abondante, de quartz, de chlorite, de sulfures disséminés (PY-CP+SP) et de filonets à sulfures ou à QZ-TL et sulfures. La minéralisation de type disséminé, où les sulfures peuvent former jusqu'à 5 % de la roche, est la forme de minéralisation aurifère la plus importante dans la Tonalité LGS. Des brèches à biotite et carbonates minéralisées sont également reconnues. Elles se retrouvent dans la tonalité près des bordures et se sont mises en place avant ou pendant l'épisode de déformation Dl. Une altération carbonatée (AK) est observée à certains endroits dans la tonalité et se superpose sur les autres assemblages pour former des veinules à carbonates irrégulières contenant localement du quartz, de la séricite et des sulfures (PY-CP-AS) disséminés ou en veinules. Des veines à quartz et tourmaline tardives (syn-tectonisme) subhorizontales et subverticales sont également rencontrées dans la tonalité. L'or est communément associé aux sulfures, soit en inclusions, soit en grains libres dans les zones à sulfures ou dans les veines tardives. La séquence évolutive proposée pour expliquer les observations faites dans le secteur à l'étude implique la mise en place d'un système minéralisateur hydrothermal aurifère de type porphyre à l'origine de la zonation des altérations potassique, propylitique et séricitique et de l'apparition des minéralisations disséminées sur lesquelles ont pu se superposer un ou plusieurs épisodes hydrothermaux aurifères ou remobilisateurs associés aux événements de déformation (Dl et D2) à l'origine des remobilisations, des veinules à sulfures et des veines à quartz et tourmaline et de l'altération carbonatée.

Les gisements d'or disséminé encaissés dans des sédiments (GODES) au sud-ouest de la province de Ghizhou, en Chine, sont situés près de la limite enfouie du craton du Yangtsé. Bien que l'on ait effectué certaines recherches sur les caractéristiques géologiques et géochimiques de ces gisements, la plupart de ces recherches ne s'appuient que sur des bases de données limitées. La question de l'origine de l'or dans ces gisements, de même que celle du rapport entre l'or et la matière organique, n'ont pas de réponses claires. En conséquence, le rôle de la matière organique et l'origine de l'or dans les processus de minéralisation associés aux GODES sont les principaux objectifs de l'étude. L'étude se limite aux gisements de Lannigou, de Getang et de Zimudang. Ces gisements sont encaissés dans des roches provenant de milieux sédimentaires distincts. Ils se sont formés à basse température (120-240 °C) à partir de solutions à salinité faible, avec un niveau d'acidité allant de faible à neutre, dans un environnement réducteur. Dans l'analyse des minerais et roches encaissantes, on trouve que les éléments à haute énergie (high field strength elements), tels que Nb, Ta, Zr et Hf, étaient immobiles durant l'altération hydro thermale. Toutefois, les éléments de terres rares, eux, étaient mobiles lors de cette altération, au cours de laquelle il y a eu appauvrissement des terres rares légères et enrichissement des terres rares lourdes. On a observé une différenciation dans la concentration des éléments du groupe des platinoïdes: les minerais sont relativement enrichis en Pd et Pt, ce qui est en harmonie avec la solubilité relativement plus élevée de ces deux éléments. Mais les ratios Pd/Ir dans les minerais sont plus bas que ceux des roches ultramafiques et des basaltes d'Emeishan. Les diagrammes des platinoïdes suggèrent que les intrusions ultramafiques ne sont pas la source principale de la minéralisation de l'or dans les GODES. Il est fort probable que l'or de ces gisements provienne de diverses sources, incluant les roches encaissantes, les formations sous-jacentes dans la croûte, et les roches basaltiques riches en or, très répandues. Dans le sud-ouest de la province de Ghizhou, les GODES sont généralement encaissés dans les mêmes charnières de pli, contenant souvent une accumulation remarquable d'hydrocarbures, ce qui est courant dans les GODES. Les inclusions fluides organiques dans les minerais sont constituées d'hydrocarbures légers, de pétrole brut et de pyrobitume. Le contenu total de carbone organique dans les minerais et les roches encaissantes est généralement moins de 1%. La réflectance de la vitrinite et du pyrobitume dans les minerais et roches encaissantes varie de 1,5 à 4,5, se situant le plus souvent dans l'intervalle 2-3. La réflectance de la vitrinite et du pyrobitume dans les minerais est généralement supérieure à celle des roches encaissantes pour le gisement de Lannigou. La paléo-température maximale estimée par la réflectance de la vitrinite du gisement de Lannigou est équivalente ou légèrement inférieure à la température d'homogénéisation des inclusions fluides dans les minerais, ce qui est en accord avec l'impact hydrothermal observé sur la matière organique dans les roches encaissantes altérées. Par ailleurs, les paléo-températures maximales estimées par la réflectance de la vitrinite des gisements de Getang et de Zimudang sont supérieures aux températures d'homogénéisation des inclusions fluides dans les minerais. Ces résultats sont en accord avec le gradient paléo-thermal élevé de la région étudiée, et ils impliquent que la génération du pétrole est antérieure à la minéralisation de l'or. Cette étude a confirmé qu'il n'y a pas de corrélation entre les composantes organiques et la concentration en or dans les minerais. Cependant, il est intéressant de noter qu'il y a une corrélation positive entre les valeurs de S2 (un paramètre de l'analyse Rock-Eval), de Au et de As dans les minerais du gisement de Lannigou. La maturation et la migration de la matière organique sont mises en évidence dans le diagramme opposant TOC (carbone organique total) et HCI. À partir de la relation de recoupage du bitume et des veines de quartz, la migration du bitume devrait vraisemblablement avoir eu lieu avant la minéralisation de l'or. Toutefois, il n'est pas exclu que certains hydrocarbures aient été introduits par le biais du fluide minéralisateur. De plus, l'analyse de groupe de la composante organique des minerais et roches encaissantes, extraite par dichlorométhane, montre que le degré de maturation des minerais est légèrement supérieur à celui des roches encaissantes. Toutefois, la composition des alcanes, "steranes" et terpènes de ces minerais qui sont utilisés comme biomarqueurs, est à peu près similaire entre les minerais, ce qui suggère une source commune de la matière organique dans les minerais d'une part, et celle dans les roches encaissantes d'autre part. Étant donné que la maturation des hydrocarbures s'est produite antérieurement à la minéralisation des GODES, il est possible que les hydrocarbures dans les parties anticlinales et leur dissolution dans les saumures de champs pétrolifères puissent avoir été un facteur favorisant la migration de l'or. Toutefois, ceci n'a pas pu être vérifié parce qu'en dehors de la portée de cette étude. Les résultats de la présente étude, de même que ceux d'autres études, montrent que, dans le cadre de systèmes où la pyrite aurifère, la lignite et le pétrole coexistent, la solubilité de l'or dans le pétrole brut peut atteindre le niveau des ppm. La solubilité de l'or à basses températures (80 °C) est assez élevée (710 ppb), en fait beaucoup plus élevée que pour les solutions inorganiques (10 ppb). Ces données suggèrent que les hydrocarbures dans des solutions hydrothermales ont probablement contribué à la migration de l'or, ce qui devrait faire l'objet de futures recherches. Finalement, il est presque certain que la matière organique a contribué significativement à la préconcentration de l'or dans les roches encaissantes. Toutefois, son rôle dans la génération primaire et secondaire du pétrole brut, de même que sa migration, serait antérieur à la minéralisation dans la plupart des GODES. Donc, le pétrole brut ne fut vraisemblablement pas un facteur potentiel dans le transport de l'or. La présence d'hydrocarbures dans le système, par ailleurs, a clairement contribué à la minéralisation de l'or par le biais d'une réduction thermale des sulfates. Le pétrole brut colloïdal, de même que les hydrocarbures et acides organiques en solution, auraient grandement augmenté la solubilité de l'or sous forme de complexes organiques ou auraient protégé les colloïdes d'or en solution. En plus des complexes bisulfures d'or, l'or sous forme colloïdale en solution a vraisemblablement joué un rôle important dans le lessivage et le transport de l'or, spécialement dans le cas des GODES qui présentent des signes de l'implication d'hydrocarbures dans le processus. Les réactions dans l'interface minéral-eau, incluant l'absorption par réduction et la complexation de surface, où la sursaturation en or n'est pas une condition préalable, sont également des processus importants contribuant à la création de dépôts d'or. En conclusion, la matière organique a été une composante active dans les GODES sujets de cette étude. Ce facteur a contribué au processus de réduction thermale des sulfates, et ainsi, à la pyritisation. Les hydrocarbures en solution peuvent avoir augmenté le potentiel des solutions hydrothermales au transport de l'or. Les hydrocarbures ont été principalement dérivés des roches encaissantes, alors que l'or serait provenu de sources diverses, incluant des roches encaissantes, des roches sous-jacentes dans la croûte, des roches basaltiques et probablement des roches ultramafiques. Nos données suggèrent que les GODES au sud-ouest de Ghizhou sont probablement d'origine amagmatique, ce qui s'appuie sur l'absence totale de roches intrusives ignées dans le voisinage de ces gisements, sur le très faible grade métamorphique des roches de croûte et le l'absence d'événements métamorphiques dans l'intervalle de temps de la minéralisation des GODES, et sur la superposition d'époque de la minéralisation et de l'extension régionale.

Le but de cette étude était de déterminer un modèle sédimentologique pour les dépôts graveleux de la région étudiée. Le site étudié est constitué d'une série de gravières en exploitation en bordure de la route 175 à Laterrière dans la région du Saguenay, au Québec. La description des murs des gravières a été effectuée à l'aide de l'approche sédimentologique par faciès et d'assemblages de faciès. Ensuite, pour chaque faciès, une étude a été réalisée à l'aide de tamis et d'hydromètres afin de tracer des courbes granulométriques. Une série de rapports axiaux fut estimée sur les cailloux et galets des faciès graveleux pour préciser le mode de sédimentation et le milieu sédimentaire. Les deux assemblages de faciès dominants sont : 1) les chenaux (CH) et 2) les barres graveleuses (GB). Les faciès graveleux comptent pour plus de 60% des faciès décrits sur le site. Le faciès le plus souvent observé est un faciès de galets massifs (Cm). La majorité des particules sont subarrondies et possèdent une sphéricité allant de moyenne à bonne. Les particules ont des morphologies allant de lamellaire à allongée. La plupart des faciès sont caractérisés par un vaste étalement granulométrique. La forme des fragments et l'aspect jointif des faciès graveleux impliquent un transport par traction. Le mauvais tri, la présence de films de particules fines recouvrant certains graviers suggèrent une mise en place rapide probablement sous forme de barres graveleuses longitudinales ou de chenaux. Les faciès sableux représentent 30% des observations. Le principal faciès est disposé en laminations entrecroisées en auge (St). Ces sables possèdent un bon tri. Ils représenteraient probablement des dunes sableuses actives en périodes d'étiages à la surface ou entre les barres graveleuses. Outre ces assemblages il y a deux assemblages de faciès particuliers. Le premier assemblage se retrouve uniquement à proximité de lacs de kettles et est plus difficilement interprétable. Celui-ci est formé de particules allant de sable très fin aux argiles. Les faciès de particules fines comptent pour 10% des descriptions. Ces faciès possèdent un bon tri et sont souvent déformés. Le seul assemblage à grains fins est interprété comme étant le résultat du remplissage de dépression (DF) par une puissance d'écoulement plus faible que les deux assemblages principaux. Le seul assemblage de faciès caractéristique des sables est celui d'accrétion latérale (LA). Cet assemblage a été observé au sommet d'un mur d'une gravière près de la rivière Chicoutimi et son altitude correspond à celle d'un ancien méandre de cette même rivière. Le mauvais tri des faciès graveleux et les nombreux kettles confirment la nature Sub-aérienne du dépôt. L'importante présence de gravier massif et de sable laminé témoigne des fluctuations de la puissance d'écoulement et montre des épisodes de débit relativement élevé lors de la mise en place des sédiments qui sont caractéristiques des plaines d'épandage. Enfin, CH et GB sont également typiques des assemblages de faciès rencontrés dans les rivières tressées répandus sur les plaines d'épandage. L'assemblage DF se serait formé tardivement alors que l'assemblage LA se serait formé postérieurement à CH et GB. Enfin, il n'y a aucune manifestation évidente de transgression marine au site étudié. Ces caractéristiques sédimentologiques indiquent que le site étudié fait partie d'une plaine d'épandage sub-aérienne développée à travers les restes d'une langue de glace stagnante devant un front glaciaire actif situé plus à l'ouest, peut-être à la bordure est de la plaine du lac Saint-Jean.

Les processus à l'intérieur des chambres magmatiques sont complexes et difficiles à étudier. Les textures des roches volcaniques sont le résultat de tous les processus qui se sont produits à partir du stade magmatique initial jusqu'à la solidification de la roche. Étudier la taille des cristaux est la façon la plus connue de quantifier les textures. Cette quantification se fait à l'aide de la théorie de la distribution de la taille des cristaux (DTC) qui décrit les changements de taille et de nombre de cristaux en fonction du temps. L'étude a été faite sur des cristaux de plagioclase d'échantillons de basaltes alcalins provenant de volcans Eldfell, Surtsey et Helgafell qui font partie du système magmatique de Vestmannaeyjar dans le Sud Ouest de l'Islande. La partie scoriacée des échantillons de laves a été utilisée puisqu'elle représente le matériel refroidi le plus rapidement, ce qui permet d'éviter les effets de la cristallisation pendant l'écoulement de la lave. Les lames minces ont été faites à partir de ces échantillons et photographiées à l'aide d'un microscope optique. Des mosaïques de ces photographies ont été faites afin de digitaliser environ 400 cristaux par échantillon. Les données ainsi recueillies sont traitées à l'aide du logiciel CSD CORRECTION. En général, pour les roches volcaniques, la partie gauche des graphiques de DTC est linéaire et devient légèrement courbée vers la droite du graphique. La pente et l'ordonnée à l'origine des graphiques de DTC sont déterminées à partir d'une régression linéaire. Une variation significative de la forme des DTC, de la densité de cristaux et de la densité de population de petits cristaux est observée avec le temps et ce pour une même éruption (volcan Eldfell). Ces variations peuvent être expliquées par le mûrissement textural. En effet plus un magma est mûr texturalement plus sa pente de DTC sera faible. Ce qui explique que les échantillons de la première phase de l'éruption du volcan Eldfell ont une pente plus faible que les échantillons de la dernière phase de l'éruption qui montrent une pente de DTC élevée. La théorie du mûrissement textural est appuyée par la géochimie, puisque c'est le fractionnement de clinopyroxène qui serait la phase principale de l'évolution des magmas du système de Vestmannaeyjar. L'accumulation et/ou le fractionnement des plagioclases ne peut donc pas expliquer les variations des DTC. À partir de ces variations de DTC, un modèle de chambre magmatique sub-volcanique est proposé. Ce modèle, présente les échantillons de la fissure du volcan Eldfell comme les restes d'un vieux magma alors que les échantillons des dernières coulées représenteraient le nouveau magma.

Le but de la maîtrise était de caractériser les eaux souterraines qui circulent dans la mine Joe Mann (à 60 kms au sud de Chibougamau). La mine exploite un gisement filonien d'or-cuivre dans des roches archéennes principalement mafiques. Un phénomène de dilution global pour tous les sites d'échantillonnage (81 échantillons d'eau) a été révélé par les données géochimiques. Les eaux prélevées ont un total en sels dissous qui n'excède pas les 1300ppm, indépendamment de la profondeur à laquelle elles ont été prélevées. Les échantillons mettent donc en jeu deux membres-formateurs, à savoir : une composante eau saline et une autre eau météorique. Des tendances en enrichissement, notamment en strontium, pourraient traduire des échanges eau-roche plus en profondeur. Cependant, le temps de résidence des eaux souterraines est court ; ainsi, les eaux de surface infiltrées dans le massif rocheux de la mine Joe Mann ne peuvent pas s'enrichir par des interactions eau-roche. Les eaux prélevées sont le résultat d'une dilution d'eaux salines «résidantes» dans la mine par des eaux de surface. La tendance d'augmentation de la teneur en chlore des eaux avec la profondeur démontre qu'une composante eau saline est à l'origine des eaux diluées (le chlore n'est pas présent dans les eaux naturelles météoriques). Des caractéristiques similaires à celles définies pour les eaux souterraines du Bouclier canadien ressortent. Le degré d'interaction entre les eaux de surface et les eaux souterraines est variable. Le système hydrogéologique de la mine Joe Mann est caractérisé par la présence d'un patron de failles majeures plus ou moins abondantes au sein d'une matrice relativement imperméable. Les failles sont ubiquistes et participent à l'infiltration des eaux en profondeur. Les différents éléments ressortis dans l'étude nous amènent à supposer le scénario suivant : l'eau du lac Norhart s'infiltre possiblement dans le massif rocheux via une connexion qui n'est pas directe avec la zone faillée, mais surtout, le phénomène de dilution est reconnu comme omniprésent sur le site d'échantillonnage, quelque soit la profondeur considérée. Finalement, différents types d'eaux correspondant à une évolution hydrogéochimique ont été définis selon leur position spatiale et notamment, des eaux chlorées dans les niveaux les plus profonds de la mine.

La suite mafique et ultramafique de la Baie-à-Cadie au lac Kénogami est située à proximité de la suite anorthositique de Lac St-Jean, dans la partie centrale de la province de Grenville. L'âge obtenu pour la suite est de 1150 Ma, ce qui correspond à l'âge de la suite anorthositique de Lac St-Jean (1140 Ma à 1160 Ma). Deux indices de sulfures de nickel et cuivre ont été découverts sur les bordures de l'intrusion. À la lumière de la découverte récente de sulfures massifs à Voisey's Bay dans un contexte tectonique semblable, l'origine de la suite et de ses indices minéralisés ont été étudiés en détail. Les sulfures se présentent sous trois formes soit interstitiels disséminés entre les silicates, disséminés en forme de globules d'environ 3 cm dans une matrice de silicates et en lentille de sulfures massifs (1 x 2 m) à l'indice Dumont. Les principaux minéraux des sulfures sont la pyrrhotite, la pentlandite et la chalcopyrite. La roche hôte des sulfures est un gabbronorite. Les unités contenant les sulfures disséminés ont en moyenne 0,2% Ni, 0,1% Cu et 0,2 ppm Pt+Pd. Les sulfures massifs contiennent 2,8% Ni, 1,1% Cu et 1 ppm Pt+Pd. Le modèle de formation des sulfures magmatiques associés à des intrusions mafiques et ultramafiques peut être divisé en quatre étapes: 1) génération d'un magma résultant d'un pourcentage élevé de fusion partielle du manteau permettant d'absorber les sulfures et ainsi les métaux; 2) transport rapide du magma jusqu'à la croûte pour éviter la perte de sulfures en chemin; 3) saturation du magma en sulfures, probablement par contamination du magma par un produit de fusion partielle des roches encaissantes; 4) accumulation de sulfures en quantité suffisante pour former un gisement. Les gabbronorites en marge de l'intrusion sont interprétés comme étant représentatifs du magma parental. Les éléments majeurs indiquent que ce magma est tholeiitic. Le contenu en forstérite des divines dans les harzburgites (Fo86) indique que le magma était riche en MgO mais les roches ont aussi des anomalies négatives en Ta et positive en Th. La composition peut être modélisée par la contamination d'une picrite tholéiitique avec 10% du paragneiss encaissant. La picrite pouvait représenter le magma riche en Ni et ÉGP. La localisation des sulfures en marge de l'intrusion ainsi que l'anomalie négative en Ta suggèrent que l'assimilation des paragneiss a provoqué la saturation en sulfures du magma. Les sulfures ont collecté des métaux mais ne semblent s'être accumulés que dans de rares endroits en assez grande quantité pour former des sulfures massifs et collecter suffisamment de métaux pour former d'un gisement. Il semble que le processus ait été interrompu avant que les sulfures aient eu l'occasion de s'accumuler. Les sulfures dans le gabbronorite montrent un appauvrissement en ÉGP par rapport à Ni et Cu. Un contexte tectonique peu favorable à l'ascension rapide et facile du magma pourrait être responsable de ce caractère. Le magma a pu perdre une première fraction de sulfures, entraînant préférentiellement les ÉGP.

Le Groupe de Hunter Mine et le Groupe de Stoughton-Roquemaure sont situés dans la zone volcanique Nord de la ceinture archéenne de roches vertes de l'Abitibi. De plus, le Groupe de Hunter Mine a été formé lors du premier cycle volcanique et le Groupe de Stoughton-Roquemaure lors du deuxième cycle volcanique de cette ceinture. Le but de ce mémoire était de déterminer, de décrire et d'interpréter les différentes unités volcaniques de la zone de transition du Groupe de Hunter Mine et ceux de la base du Groupe de Stoughton-Roquemaure afin de faire une reconstitution paléogéographique de ces groupes. La zone de transition du Groupe de Hunter Mine est constituée, à sa base, de dykes ou filons-couches felsiques et mafiques, de coulées de laves felsiques massives et bréchiques (faciès proximal), d'hyaloclastites felsiques, de coulées de basaltes tholéiitiques massives, coussinées et/ou bréchiques, de brèches hétérolithiques, de formations de fer rubanées (chert/magnétite, jaspe/magnétite) et de tufs turbiditiques composés d'un faciès de tuf à lapilli fin (R2,S2, R2/S3, S3), d'un faciès de tuf grossier (S2, Ta, Tab, Tb, Tac, Tad, Tae, Tbc, Tcd) et d'un faciès de tuf fin (Td, Te). La partie centrale de la zone de transition est caractérisée par un volume moins important de laves felsiques et mafiques et d'une augmentation des dépôts pyroclastiques. De plus, l'augmentation des coulées de laves mafiques vers le sommet du Groupe de Hunter Mine a été constatée. Le sommet de la zone de transition est formé de laves felsiques à phénocristaux de feldspath (PF), ou à phénocristaux de quartz et de feldspath (PQFi, PQF2, PQF3, PQF?) ainsi que des dépôts de sulfures volcanogènes. L'assemblage volcanique du Groupe de Hunter Mine a, par la suite, été recouvert par des coulées de basaltes et de basaltes komatiitiques massives et/ou coussinées. Celles-ci représentent la base du Groupe de Stoughton-Roquemaure. L'association d'éruptions effusives (laves) et explosives (dépôts pyroclastiques) suggère que le volcanisme, de la zone de transition, soit composite. De plus, la combinaison de dépôts felsiques et mafiques ainsi que l'augmentation de coulées mafiques vers le sommet du Groupe de Hunter Mine sous-entend que le volcanisme est bimodal inverse. L'interdigitation des coulées de basaltes tholéiitiques coussinées, des formations de fer rubanées et des sulfures volcanogènes avec les laves felsiques et les dépôts pyroclastiques indique que l'édifice volcanique de Hunter Mine et ses éruptions étaient sous-marines. La zone de transition du Groupe de Hunter Mine a été formée en deux épisodes d'éruption volcanique. Chacun d'eux est composé d'une période effusive et d'une période explosive phréatomagmatique. Le stade effusif est plus important dans le premier épisode volcanique contrairement au stade explosif qui est plus considérable pendant le deuxième épisode volcanique. Lors de l'arrêt momentané du premier épisode volcanique il y a eu création de formations de fer rubanées de type pélagique ou de type Algoma appartenant au faciès oxydé et le deuxième arrêt se caractérise premièrement par le dépôt de formations de fer rubanées de type pélagique ou de type Algoma du faciès carbonate et deuxièmement par la précipitation de sulfures volcanogène de type Mattabi. Le dernier arrêt du volcanisme indique la fin du Complexe volcanique de Hunter Mine. Les dépôts de la base du Groupe de Stoughton-Roquemaure sont le produit dérivé des plumes ou panache mantelliques. Les faciès coussinés des laves indiquent que le Complexe volcanique de Stoughton-Roquemaure s'est formé dans un milieu sous-marin.

Le secteur du Lac Ackerman (5 km x 3 km) est situé dans la portion centrale de la ceinture de roches vertes de Swayze et comprend trois assemblages stratigraphiques : 1) un assemblage de roches sédimentaires riches en shales ; 2) un assemblage de roches volcaniques mafiques à ultramafiques et 3) un assemblage de roches volcanoclastiques felsiques. Il présente aussi une série d'intrusions porphyriques encaissées principalement dans l'assemblage de roches volcanoclastiques felsiques qui est composé de tufs à cristaux turbiditiques qui se sont déposés dans un environnement marin profond. On y retrouve de plus, une minéralisation aurifère d'occurrence veine ainsi qu'une minéralisation aurifère d'occurrence disséminée dans les intrusions porphyriques. Les intrusions présentent une texture principalement porphyrique avec une minéralogie composée majoritairement de phénocristaux de plagioclase, de phénocristaux de quartz, de reliques de phénocristaux de hornblende, d'une mésostase quartzo-feldspathique de même que des quantités moindres d'apatite et de zircon. Cinq familles d'intrusions porphyriques subdivisées en douze types ont été définis : 1) les intrusions porphyriques à phénocristaux de plagioclase et de quartz (PFQ) ; 2) les intrusions porphyriques à phénocristaux de quartz ± plagioclase (PQF) ; 3) les intrusions porphyriques à phénocristaux de plagioclase (PF) ; 4) les intrusions porphyriques à phénocristaux de plagioclase et de hornblende (PFH) et 5) les intrusions aphanitiques. Ces différents faciès possèdent des caractéristiques géochimiques relativement similaires. Ils forment une série magmatique de différenciation provenant d'une même source magmatique et les relations de recoupement observées sur le terrain indiquent que la mise en place des intrusions porphyriques s'est effectuée des intrusions les plus évoluées vers les intrusions les moins évoluées. Les spectres des éléments des terres rares (ETR) sont enrichis en ETR légères par rapport aux ETR lourdes ((La/Yb)N : 8,86-46,90). Les diagrammes multi-éléments montrent des spectres à pente négative progressive et des anomalies prononcées en Ti-Nb-Ta. Les intrusions possèdent une affinité calco-alcaline et les différents diagrammes discriminants suggèrent un contexte tectonique d'arc magmatique évolué probablement d'origine continentale. Les intrusions porphyriques sont allongées selon une orientation préférentielle et sont plus abondantes au sein d'une bande occupée par l'assemblage de roches volcanoclastiques felsiques. Ces observations laissent croire à un contrôle structural sur la mise en place des intrusions porphyriques. Le secteur du Lac Ackerman de même que les intrusions porphyriques sont affectés par deux déformations D1 (plissement associé à une schistosité S1) et 02 (zones de cisaillement en chevauchement) qui sont caractéristiques d'un épisode tectonique de raccourcissement. Les fractures qui ont pu contrôler la mise en place des intrusions porphynques n'ont cependant pas laissé de signature apparente.

Le champ géothermique du Bouclier Canadien est caractérisé par un flux moyen de 41 mWm~2, qui suggère une production de chaleur moyenne dans la croûte comprise entre 0.7 et 0.8 /iWm~3. Le flux de chaleur relativement faible favorise la stabilité du bouclier et lui a permis de résister à la déformation tectonique. Les variations du flux de chaleur à la surface sont dominées par la composition de la croûte. Un flux élevé implique généralement une composition felsique et il est d'autant plus faible que la croûte devient plus manque. La production de chaleur en surface n'est pas représentative de la production moyenne de la croûte. Le flux de chaleur dans le Bouclier Canadien ne dépend donc pas de la production de chaleur en surface, mais dépend de la composition principale de la croûte. L'interprétation combinée des données géophysiques nous permet de déterminer les variations de composition d'échelle crustale à partir desquelles il est possible d'établir la structure de la croûte. L'étude détaillée de TOrogène de Trans-Hudson et de la Sous-province d'Abitibi a montré que le flux de chaleur, la gravité et la sismique lorsqu'elles sont combinées fournissent des contraintes efficaces pour déterminer l'architecture crustale. En général, la croûte est trop résistante pour se déformer par fluage, excepté très localement. Le mode de déformation de la lithosphère continentale dépend de la composition et du gradient géothermique. Nous montrons que la lithosphère du Bouclier Canadien demeure principalement fragile jusqu'à une profondeur de plus de 150 km. Une déformation ductile pourrait cependant être possible localement à la base de la croûte, comme dans la ceinture de Thompson par exemple. Si l'on admet que la lithosphère peut résister à des contraintes allant jusqu'à 20 MPa (taux de déformation è < 10~15 s"1), l'épaisseur de la lithosphère est de l'ordre de 300 km pour la ceinture de Thompson et est supérieure à 300 km pour la sous-province d'Abitibi. La résistance maximum de la lithosphère est atteinte dans la partie supérieure du manteau. La lithosphère du Bouclier Canadien est donc capable de supporter d'importantes contraintes tectoniques sans déformation notable. C'est le régime fragile qui contrôle le comportement rhéologique de la lithosphère supérieure du bouclier.