L'étude pétrologique, géochimique et statistique a été utilisée conjointement afin de comparer la composition de six ceintures de roches métasédimentaires archéennes. Parmi ces six ceintures il y a quatre grands bassins métasédimentaires : Nemiscau, Opinaca, Pontiac et Quetico de même que deux petits bassins situés à l'intérieur de ceintures de roches vertes : Beardmore-Geraldton et Bordeleau. Le principal objectif de cette étude est la comparaison de la composition des quatre grands bassins métasédimentaires. Afin de réaliser cet objectif, une série d'objectifs spécifiques devront être atteint. Ainsi, il faut établir la composition moyenne des métasédiments de chaque bassin. La présence des bassins de Beardmore-Geraldton et de Bordeleau, dont les compositions sont clairement différentes des grands bassins, sert à valider le test statistique subséquent sur la similitude et les différences de composition des grands bassins. Tous ces bassins métasédimentaires sont dominés par des métasédiments turbiditiques : métagrauwackes et métapélites. La minéralogie des métagrauwackes se compose principalement de biotite, de quartz, de plagioclase et de minéraux accessoires comme le zircon et le rutile. Il y a aussi quelques niveaux riches en grenats. Alors que les métapélites contiennent de la muscovite, de la cordiérite, de l'andalousite et de la staurotide. Les textures généralement observées dans ces lithologies sont les textures granoblastiques, porphyroblastiques et schisteuses. Globalement, la géochimie des éléments majeurs montre un enrichissement en Fe2O3, en MgO, en Al2O3, en K2O et en TiO2 des roches métapélitiques. Ces oxydes sont contrôlés par la distribution des phyllosilicates. L'observation des diagrammes des éléments des terres rares à déterminer que la source de ces métasédiments pour ces éléments est en majeure partie contrôlée par les roches mafiques. Par contre, une grande quantité de matériel felsique, en particulier les volcaniques felsiques a participée à la composition des sédiments des six bassins. La détermination de la composition moyenne, l'analyse de la variance, la méthode de Tukey et les diagrammes en boîtes ont permis de déterminer que les roches métasédimentaires de trois bassins diffèrent : Beardmore-Geraldton, Bordeleau et Pontiac. Par conséquent, les caractéristiques similaires des bassins de Nemiscau, d'Opinaca et de Quetico suggèrent que ces bassins ne sont qu'un seul et même bassin linéaire. Alors que les trois bassins qui présentent des caractéristiques géochimiques différentes n'auraient pas le même environnement tectonique ni la même source.

La Formation de La Motte-Vassan (FLV), datée à 2714 ± 2 Ma, représente la base du Groupe de Malartic, un assemblage volcano-sédimentaire de la Zone Volcanique Sud de la ceinture de l'Abitibi. La FLV, d'une épaisseur d'environ 6 km, est composée principalement de laves komatiitiques (95%). L'emphase de cette étude est mise sur la volcanologie physique et la géochimie des coulées komatiitiques de Spinifex Ridge, plus spécifiquement une zone affleurante de 60x40 m. L'ensemble des coulées a été affecté d'un métamorphisme régional au faciès des schistes verts et la minéralogie primaire est difficilement reconnaissable. Les morphologies des coulées observées découlent directement de la faible viscosité des laves komatiitiques. La lave a été mise en place selon deux morphofaciès principaux: les coulées en feuillet et en forme de tube, et probablement un troisième, en coulées massives. Les deux morphofaciès principaux ont des épaisseurs semblables (0,96 m); toutefois, l'extension latérale est beaucoup plus grande pour les coulées en feuillet (> 28 m) par rapport à celle des coulées en forme de tube (4,9 m). Les terminaisons latérales des coulées sont biseautées, ce qui suggère une faible viscosité. Les coulées possèdent les deux zones texturales typiques aux komatiites enveloppées d'une croûte cohérente. Les plus petits tubes démontrent un réseau polygonal de fractures de refroidissement et les plus gros présentent la division A2 (spinifex en lamelles à distribution aléatoire). Certaines coulées en forme de tube ont un centre avec des cavités remplies de quartz, ce qui suggère un écoulement dynamique de la lave. La morphologie et la nature des contacts concordants des morphofaciès principaux suggèrent un écoulement laminaire. La seule coulée massive observée est beaucoup plus épaisse (5 m), n'a pas de croûte et tronque la coulée sous-jacente. Localement, on retrouve des dépôts de tuf turbiditique ultramafique, de 10 à 50 cm d'épaisseur, finement laminés, granoclassés et concordant à la stratigraphie. La chimie des roches est définie par une teneur moyenne en MgO de 26%, par un rapport Al2O3/TiO2: de 21 et par un spectre de terres rares, 0,5 à 7 x chondrites, légèrement appauvri en ÉTRL. Toutes ces caractéristiques sont typiques des komatiites non appauvries en aluminium. Il est envisagé que les coulées sous-marines en feuillet et en forme de tube de Spinifex Ridge sont respectivement analogues aux coulées subaériennes pahoehoe en feuillet et aux lobes coalescents. Ainsi, lorsque la lave komatiitique est émise à la surface sur des planchers océaniques, elle s'étend latéralement dû à sa faible viscosité. Une mince couche se forme à la surface de la lave, qui devient graduellement une croûte solide issue de l'interaction eau-magma. Le développement d'une croûte cohérente est contrôlé par le type d'écoulement (laminaire ou turbulent). Cette croûte sert d'isolant et permet à la lave de se répandre sur de grandes distances à l'intérieur de tubes par l'inflation (l'injection de lave sous une croûte solidifiée). Par contre, l'absence de croûte peut faciliter le transfert de chaleur d'un médium à l'autre et ainsi favoriser l'érosion thermique. La variation architecturale verticale, de coulées en feuillet à coulées en forme de tube, indique un changement du comportement de l'écoulement, de lave libre à captive, résultant d'une baisse d'approvisionnement en lave et/ou d'un changement de relief topographique. L'empilement cyclique des morphofaciès et la présence des dépôts de tuf entre les coulées permettent d'avancer l'hypothèse que la mise en place de ces laves était épisodique avec de courtes périodes d'interruption.

Cette thèse présente une étude géophysique du Bouclier canadien à l'aide de données gravimétriques et magnétiques. La première partie concerne les méthodes utilisées. Les outils classiques sont introduits ainsi que des méthodes de traitement de données à l'aide de la transformée en ondelettes. Une méthode de caractérisation des sources responsables des anomalies du champ est exposée ainsi qu'une méthode de calcul de l'épaisseur élastique de la lithosphère. La seconde partie de la thèse concerne les applications. L'étude du prolongement des structures géologiques Protérozoïques de l'orogène Trans-Hudson et Archéennes de la province du Supérieur sous le couvert sédimentaire du bassin de Williston fait l'objet d'un chapitre. Nous avons produit des cartes des champs gravimétrique et magnétique afin d'effectuer une interprétation visuelle des structures géologiques. Les détails ont été rehaussés à l'aide de dérivées horizontales des champs. Nous avons étudié les champs à différentes échelles grâce à la transformée en ondellettes. Une carte de la profondeur du socle magnétique a été produite en utilisant la déconvolution d'Euler. Grâce à cette étude, nous avons montré que certaines structures géologiques qui composent l'orogène transhudonien dans le nord du Manitoba et du Saskatchewan se prolongent au moins jusqu'à la frontière américaine et que les sous-provinces du Supérieur se prolongent vers l'ouest sous les sédiments dans le Manitoba. Nous nous sommes intéressé à deux structures tectoniques: une zone de contact entre deux provinces géologiques et une faille majeure. Nous avons déterminé leurs positions et avons caractérisé leurs extensions verticales et leurs pendages. Le chapitre suivant traite du calcul de l'épaisseur élastique dans l'est du Bouclier canadien. Nous avons calculé cette épaisseur avec une méthode traditionnelle. Nous avons montré que la lithosphère au Québec et au Labrador est très rigide. Nous avons développé une méthode utilisant la transformée en ondellettes afin d'étudier l'anisotropie de ce paramètre. Cette méthode a montré que la rigidité est très anisotrope dans la province du Supérieur et beaucoup plus isotrope dans la province de Grenville. Dans le dernier chapitre, nous présentons l'étude des champs de gravité et magnétique dans la Baie d'Ungava. Ce travail s'inscrit dans le cadre du programme LITHOPROBE ECSOOT (Eastern Canadian Shield Onshore-Offshore Transect). Nous avons établi des cartes de champs de potentiel en compilant des données de différentes origines: données de terrain et satellitaires pour le champ gravimétrique, données aéroportées et marines pour le champ magnétique. L'interprétation de ces cartes nous a permit de conclure qu'une petite partie de la province du Supérieur se trouvait à l'est de l'orogène du Nouveau-Québec au Labrador et que certaines structures géologiques présentes au Labrador traversent la Baie d'Ungava jusqu'à la Terre de Baffin. Ce chapitre a fait l'objet d'un article publié dans le volume de synthèse du projet ECSOOT dans le Journal Canadien des Sciences de la Terre.

Les montagnes du Schakalsberg du Sperrgebiet en Namibie sont considérées comme partie intégrante de la Ceinture Néo protérozoïque de Gariep (745-550 Ma), qui est connue pour le gisement de métaux de base de Rosh Pinah (30 millions de tonnes, Zn-Pb-Cu-Ag). La zone étudiée, propriété EPL 2757 acquise par la compagnie sud-africaine Kumba Resources, fait partie du terrane de Marmora et s'étend de 28°00'00" à 28°07'30" sud, et de 16°30'00" à 16°37'30" est. La zone cartographiée représente un segment des montagnes du Schakalsberg dont la superficie est de 225 km2. La cartographie par lithofaciès a révélé une succession à dominance volcanique d'une épaisseur d'environ 1.4 km qui présente les caractéristiques d'un mont sous-marin. La stratigraphie composite du secteur montre une séquence de haut fond dont la base est dominée par les roches volcaniques mafiques et où la partie supérieure est dominée par les roches volcanoclastiques. Deux principaux lithofaciès et un lithofaciès subordonné sont associés avec le mont sous-marin du Schakalsberg et incluent : 1) lithofaciès volcanique mafique, 2) lithofaciès volcanoclastique, et 3) lithofaciès de brèche sédimentaire. Le lithofaciès de carbonates, identifié dans la zone à l'étude, est probablement l'équivalent latéral de la séquence de mont sous-marin, mais est séparé par une faille de chevauchement majeure. Le lithofaciès volcanique mafique, allant jusqu'à 1 km d'épaisseur, qui est composé exclusivement de coulées mafiques et roches intrusives mafiques, a été divisé en multiples faciès en se basant sur la nature des phénocristaux, la composition chimique et les relations de recoupement. Les faciès (i) aphanitique, (ii) microporphyrique, (iii) feldspath-phyrique, (iv) pyroxène±feldspath-phyrique, et (v) phonolitique sont des coulées sous-marines massives, cousinées, et bréchiques. Des joints columnaires ont été observés dans la portion massive des coulées et de gros tubes sont visibles par endroits. Les unités de brèche de coussins sont restreintes au faciès aphanitique qui est situé dans la partie supérieure du mont sous-marin. À l'opposé, les faciès à phénocristaux se retrouvent principalement à la base de la séquence. Le faciès volcanique intrusif de gabbro est considéré comme contemporain avec le volcanisme effusif sous-marin et se distingue par la géochimie des éléments majeurs, traces et terre rares. Le lithofaciès volcanoclastique est la contrepartie autoclastique remaniée et explosive des coulées sous-marines et est divisé selon les faciès de (i) tuf, (ii) tuf à lapilli, et (iii) tuf à bloc. Le faciès de tuf d'une épaisseur de 0.10 à 90 m, composé de fins lits parallèles et granoclassés qui peuvent être dérivés d'explosions sous-marines ou d'un processus de granulation thermique, a été déposé via des courants de turbidité dilués et des dépôts de suspension. Le faciès de tuf à lapilli, d'épaisseur de 0.20 à 1.5 m, est composé de lits massifs à granoclassés et des lits à lamination parallèle à entrecroisée, le premier étant le résultat de (re)déposition de coulées trubiditiques de haute concentration et de coulées de masse, tandis que le dernier est considéré comme un dépôt pyroclastique primaire produit par des courants de densité alimentés par les éruptions. Le faciès de tuf à bloc, ayant une population hétérolithique de fragments, est un dépôt volcanoclastique remanié que a été transporté du sommet vers les pentes par un processus de coulée de débris laminaire. Le lithofaciès de brèche sédimentaire est observé seulement dans le faciès de tuf de 90 m et est considéré comme un dépôt de coulée de masse relié à du glissement synsédimentaire. La caractéristique frappante des montagnes du Schakalsberg est l'altération hydrothermale pénétrante en carbonate qui peut être tracée sur au moins 20 km. L'altération est bien développée dans la partie supérieure de la séquence stratigraphique en raison de la prédominance du lithofaciès volcanoclastique. L'organisation d'altération semi conforme est commune aux dépôts de sulfures massifs archéens de type Mattabi. L'assemblage d'altération est composé de calcite (CaCOs), dolomite [CaMg(CO3)2] dolomite ferrifère [Ca(Mg,Fe)(CO3)2], avec une augmentation du contenu en Mg et Fe du nord-ouest au sud-est à l'échelle de la propriété. Cet assemblage, considéré comme l'équivalent du halo d'altération distale (calcite) à intermédiaire (clacite-dolomite ferrifere) des gisements de type Mattabi, est compatible avec les patrons d'altération de fonds sous-marin anciens et modernes. L'altération en carbonates a été produite par la circulation dans l'édifice du mont sous-marin de fluides hydrothermaux riches en CO2. La source supposée pour le (CO3)'2 est le lithofaciès de carbonate, car il est l'équivalent latéral du mont sous-marin du Schakalsberg. Deux types de minéralisation ont été identifiés: 1) minéralisation en Fe composée de (i) aiguilles, um à mm, d'hématite (Fe2O3) disséminées dans la matrice des roches volcaniques, et (ii) remplacement de la magnétite (Fe3C>4) par de l'hématite (Fe2Û3) le long des plans de clivage, et 2) minéralisation en manjiroite, [(Na,K)(Mn4+, Mfrr)8Oi6-n(H2O)], oxyhydroxydes de Mn, en amas massifs ou bréchiques de 2 à 6m d'épais et traçable jusqu'à 1 km en longueur. La minéralisation en Fe est une minéralisation de basse température qui a été déposée dans un environnement oxydant, avec les roches carbonatisées agissant comme scellant. Cette minéralisation pourrait représenter une phase distale, de basse température, d'un gisement de SMV. La minéralisation en Mn est supergène et a été produite par la percolation de fluide et le lessivage des roches avoisinantes après la déformation du mont sous-marin (quaternaire?). L'évolution structurale du segment des Montages du Schakalsberg est compatible avec une ceinture de plissement et de chevauchement qui a été subséquemment sujette à une transpression senestre. La structure dominante est la faille de chevauchement des Red Dunes qui sépare le lithofaciès de carbonate d'avec la séquence à prédominance volcanique des montagnes du Schakalsberg. Cette faille de chevauchement a une attitude et des linéations d'étirement compatibles avec un mouvement du sud sur le nord. La zone à l'étude a été divisée selon la schistosité principale (Sp) en trois domaines structuraux: (i) domaine 1 avec un Sp moyen de 158/84, (ii) domaine 2 de 355/65 et (iii) domaine 3 de 149/40. La zone à l'étude du Schakalsberg montre l'évolution d'un mont sous-marin précambrien pendant l'ouverture de la mer d'Adamastor (proto-Atlantique). Une altération hydrothermale pénétrante en carbonates avec des zones locales de minéralisation en Fe a été observée. La minéralisation est principalement restreinte aux unités volcanoclastiques poreuses qui forment supposément la partie de haut-fond de la séquence de mont sous-marin. La zone étudiée est le premier exposé détaillé d'une séquence volcaniquevolcanoclastique dans le Sperrgebiet de Namibie.

Le Groupe de Wakeham, situé dans le segment oriental de la Province de Grenville, est principalement composé d'arénites, d'arkoses, de shales et d'un petit volume de roches volcaniques felsiques et mafiques. Les roches sédimentaires sont recoupées par des gabbros et des granites peralumineux, post-tectonique et syn-tectonique tardif. Le Groupe de Wakeham se distingue de la plupart des unités lithotectoniques de la Province de Grenville par une déformation peu prononcée et par la présence de roches métamorphisées au faciès des schistes verts. Afin de caractériser les roches sédimentaires du Groupe de Wakeham et leurs sources, de déterminer leurs provenances et de connaître l'âge de ces sources ainsi que d'évaluer l'âge de dépôt des matériaux sédimentaires, nous avons entrepris une étude géochimique, isotopique (Sm-Nd et Lu-Hf) et géochronologique (Pb-Pb et U-Pb). La géochimie des éléments majeurs indique que le bassin sédimentaire du Groupe de Wakeham renferme à la fois des sédiments très matures (SiC>2 élevé et MgO faible) et des sédiments immatures (S1O2 faible et MgO élevé). Ces roches sont potassiques et de nature essentiellement arénitique à arkosique ce qui reflète la composition de la roche mère qui varie de roche sédimentaire quartzitique à granitique. Les profils de terre rares montrent généralement une grande similarité avec ceux des shales nord américains (NASC). Ceci suggère que la majorité des sédiments du Groupe de Wakeham ont des caractéristiques de roches sédimentaires protérozoïques. Les analyses Sm-Nd sur des arénites, des arkoses et des shales provenant de la partie est du Groupe de Wakeham révèlent des valeurs eNd (1,6 Ga) variant entre -5 et +6. Les âges modèles calculés définissent quatre pics d'âges à 1800, 1900, 2300 et 2700 Ma. Ceci suggère que ces grès sont composés d'un mélange de matériaux provenant de source essentiellement protérozoïque avec une contribution archéenne de moindre importance. Leurs âges modèles font ressortir deux régions-sources majeure: 1) une source à 1900-1800 Ma qui est similaire à ceux de l'orogène trans-labradorien ; 2) une autre source d'âge 2700-2600 Ma qui est semblable aux âges des cratons archéens (provinces du Supérieur, de Rae et de Nain). Les granites intrusifs dans les sédiments du Groupe de Wakeham ont des âges U-Pb qui varient entre 1495 Ma et 1510 Ma et des valeurs eNd (1,5 Ga) entre +1 et +3. Ces données indiquent que les granites ont probablement été contaminés par des sédiments d'une croûte protérozoïque ou ont été le résultat de la fusion d'une croûte protérozoïque. Les données isotopiques du Hf sur des zircons prélevés à partir d'échantillons provenant des parties est et ouest du Groupe de Wakeham sont en accord avec les isotopes du Nd et supportent aussi la présence de sources protérozoïques et archéennes. Des zircons des mêmes échantillons analysés pour les isotopes du Hf ont été datés par la méthode Pb-Pb. Ces âges sont ceux des sources des sédiments du Groupe de Wakeham qui sont semblables aux âges des batholites trans-labradoriens ainsi qu'à ceux trouvés dans les provinces du Supérieur, de Nain et de Rae. Enfin, dans le but de déterminer l'âge d'un événement magmatique affectant le bassin sédimentaire du Groupe de Wakeham, nous avons analysé des zircons de l'échantillon de granite du Lac au 22eme mille qui révèlent un âge U-Pb elzévirien (l,3±0,l Ga). Cet âge dans la partie ouest du Groupe de Wakeham et ceux connues dans la partie est montrent que l'ensemble du bassin sédimentaire du Groupe Wakeham a été affecté par le même événement tectonomagmatique elzévirien.

Les dépôts de fer (Fe), titane (Ti), phosphore (P) et vanadium (V) sont généralement encaissés dans des complexes ignés lités et dans les massifs anorthositiques. Ces minéralisations sont soit stratifiées, soit discordantes. En effet, la partie supérieure de l'intrusion mafique litée de Sept-îles renferme un gisement de Ti et de P, alors qu'au Complexe de Duluth, les intrusions riches en oxydes «OUI» forment des corps discordants ayant fait intrusion dans l'encaissant troctolitique à la base de l'intrusion. Ce projet de doctorat consiste à caractériser ces deux types de minéralisations afin de déterminer leur origine généralement controversée. Dans les deux localités, les roches riches en oxydes ont été divisées en trois groupes selon les proportions modales des phases oxydes dans la roche : les oxydes disséminés (10-30 %); les oxydes matriciels (30-60 %) et les oxydes massifs (> 60 %). L'ilménite et la magnétite sont présentes dans les deux dépôts. Les phases silicatées qui contrôlent la chimie de ces roches sont le plagioclase, l'olivine et le clinopyroxène. Dans les roches plus évoluées l'apatite est présente. En particulier, dans la partie supérieure de l'intrusion mafique de Sept-îles où les roches riches en oxydes litées se composent de 60 % des oxydes de Fe-Ti et de 30 % d'apatite (nelsonite). Les dépôts d'oxydes de l'intrusion de Sept-îles formés essentiellement de magnétitite et de nelsonite (magnétite, ilménite, apatite et 0 à 5% de phases silicatées) contiennent entre 33.53 et 69.01 % de Fe2O3, entre 7.94 et 26.95 % de TiO2, et entre 0.04 et 12.12% de P2O5, ainsi que des teneurs en V inférieures à 2300 ppm. À Duluth, les OUI se concentrent le long de la marge ouest du complexe. Les dépôts de Boulder Lake North, de Water Hen, de Wyman Creek et de Longear ont été choisis pour cette étude. Les minéralisations renferment entre 22.17 et 64.33 % de Fe2O3, entre 4.28 et 32.69 % de TiO2, entre 0.04 et 4.23 % de P2O5 et entre 153 à 6805 ppm de V. Les compositions des phases minérales des deux dépôts s'étendent entre FÛ72 à F041 pour les olivines et d'Anss à A1144 pour les plagioclases. les magnétites renferment des teneurs qui varient de 8 àl8 % en TiO2 et de 0.1 à 0.2 % en V. L'ilménite contient des teneurs en A12O et en MgO < 3 %. Les simulations en utilisant le programme «Pelé» et la comparaison avec les résultats expérimentaux de Toplis et de Carrol (1995) indiquent que ces compositions sont en équilibre avec le magma tholeitique fractionné et saturé en oxydes de Fe-Ti. Les simulations de la composition géochimique des roches totales en utilisant «Pelé» et l'application des travaux expérimentaux de Toplis et Carrol (1995) démontrent que les roches riches en oxydes peuvent être formées après 50 à 70 % de cristallisation fractionnée d'un magma tholeitique suivi d'une accumulation des phases oxydes et silicatées en équilibre avec le magma fractionné. Une fois le magma saturé en ces éléments, la cristallisation de la magnétite est favorisée suite à une augmentation de JO2 dans le système. Ces conditions d'oxydation sont favorisées à la fois par le processus de cristallisation fractionnée et par la présence de fluides. Ces derniers sont de nature météorique (518O varie entre -2 et 1.8 %o) dans le cas de l'intrusion de Sept-îles et métamorphiques dans le cas de Duluth (Ô18O varie entre 3.908 et 6.044 %o pour les OUI et entre 7.534 et 12.935 %o dans le cas des sédiments). L'oxydation provoque la conversion de Fe2+ en Fe3+ et par conséquent la formation de la magnétite. L'accumulation de cette dernière provoque un appauvrissement du liquide en Fe favorisant par la suite une saturation du magma en P. Une telle saturation déclenche la cristallisation de l'apatite et donne ainsi naissance à des nelsonites et à des gabbro-nelsonites dans le cas de Sept-îles et à des roches riches en apatite à Duluth. Les valeurs de température et de JO2 ont été calculées pour les paires de titanomagnétite et d'ilménite qui coexistent en utilisant le programme QUILF. Les données définissent une trajectoire qui s'étend du tampon FMQ à haute température au tampon IM à basse température. L'intervalle de température s'étale entre 500 et 862°C et celui de la fugacité d'oxygène (log_/D2) entre -17 et -25. Une telle tendance est typique aux intrusions mafiques ignées. Dans le cas de Sept-îles, les oxydes sont accumulés en formant des lits riches en oxydes. Dans le cas de Duluth, les lits riche en oxydes sont formés aussi dans la partie supérieure de l'intrusion, toutefois, dans certains cas les oxydes s'infiltrent dans l'encaissant troctolitque par le biais des failles et forme ainsi les OUIs, ou bien certains lits de magnétitite de la partie supérieure de l'intrusion sont injectés dans les troctolites sousjacents suite à une instabilité gravitationnelle. La composition des phases oxyde (ilménite, magnétite) a été modifiée considérablement au cours du refroidissement de l'intrusion en raison de réactions d'échanges intracristallins et intercristallins. Au cours du refroidissement des deux intrusions, l'oxydation a entraîné la formation des exsolutions d'ilménite de la solution solide de titanomagnétite pour former soit des lamelles distinctes d'ilménite dans la magnétite, soit des exsolutions granulaires d'ilménite autour de grains de magnétite. Les sulfures disséminés sont associés aux oxydes dans les deux intrusions. Les phases sulfurées sont essentiellement la pyrite et la bornite dans le cas de Sept-îles et la chalcopyrite, la cubanite et la pyrrhotite dans le cas des de Duluth. Ces sulfures occupent les interstices des phases oxydes ainsi que les zones d'altérations. L'investigation géochimique suggère que les phases oxydes ne concentrent pas les IEGP. Des diagrammes de corrélation montrent que les PGE sont contrôlés par les phases sulfurées. L'appauvrissement des roches en EGP par rapport au Ni et au Cu peut être expliqué par une ségrégation précoce des sulfures. Par conséquent, les dépôts de Fe-Ti détaillés dans cette étude sont loin d'être une cible d'exploration pour les EGP.

A SEDIMENTARY FACIES ANALYSIS OF THE >2£ GA BENIAH AND BELL LAKE FORMATIONS, SLAVE PROVINCE, NORTHWEST TERRITORIES La Province des Esclaves, située dans les Territoires du Nord-Ouest, possède plusieurs dépôts sédimentaires de plate-forme d'âges archéens (2,8-2,9 Ga) adjacents à des zones de failles d'extension régionale d'orientation nord-sud. Les bassins sédimentaires comprennent des quartzarénites, c'est-à-dire des grès minéralogiquement matures qui se forment dans des conditions climatiques, hydrauliques et tectoniques particulières. Ces roches sédimentaires sont interprétées comme ayant été déposées en discordance sur un complexe lité mafique et des gneiss tonalitiques à granodioritiques et elles sont recouvertes par des roches volcaniques mafiques et felsiques de 2,6-2,7 Ga. La Formation de Beniah qui se trouve à environ 150 km au nord-est de la ville de Yellowknife a une épaisseur de 100 à 1000 mètres et est composée de quatre lithofaciès distincts. Ces lithofaciès sont: 1) des conglomérats de 2 à 13 m d'épaisseur, 2) des quartzarénites de 10 à 120 m d'épaisseur, 3) des grès-siltstones de 10 à 16 m d'épaisseur et 4) des siltstone-grès de 5 à 13 m d'épaisseur. Le lithofaciès de conglomérat se subdivise en deux sous-lithofaciès soit celui de conglomérat à cailloux de quartz et celui de brèche sédimentaire. Le lithofaciès de siltstone-grès regroupe le sous-lithofaciès de siltstone à litage ondulé et planaire et le sous-lithofaciès de formation de fer. Localement, les roches volcaniques et volcanoclastiques sont en contact dépositionnel avec les roches sédimentaires de la Formation de Beniah. Ces roches volcaniques sont considérées comme représentant la stratigraphie de la partie supérieure de la formation. La géométrie tabulaire des lithofaciès, la présence de lits entrecroisés composites, les patrons de paléocourants bimodaux et bipolaires et l'abondance des films d'argile suggèrent que les roches sédimentaires de la Formation de Beniah se sont déposées dans un environnement influencé par la marée. De plus, les lits granoclassés, l'alternance entre certains lits de grès et siltstone et les rides superposées sur le flanc des lits entrecroisés indiquent une faible influence des courants de tempêtes et des vagues. L'environnement de déposition proposé est celui d'un milieu sous-marin de faible profondeur d'un complexe estuaire qui contient: 1) des barres de gravier côtières (le lithofaciès de conglomérat), 2) des coulées de débris (lithofaciès de brèche sédimentaire), 3) une série de chenaux de marées(lithofaciès de siltstone-grès et grès-siltstone), 4) des bancs de sable le long de l'avant-plage (lithofaciès de quartzarénite) et S) des sédiments hétérolithiques et sédiments à grain fin déposés en suspension, à la transition entre l'avant-plage inférieure et la haute mer (lithofaciès de grès-siltstone et sous-lithofaciès de formation de fer). Les informations supplémentaires apportées par la Formation de Bell Lake (environ 45 km au nord de Yellowknife) indiquent la présence des trois lithofaciès, suivant: 1) quartzarénite de 2 à 10 m d'épaisseur, 2) grès-siltstone de 1 à 12 m d'épaisseur et 3) formation de fer de moins de 1 à 30 m d'épaisseur. L'abondance des laminations parallèles et des lits entrecroisés de faible pente en forme de lits tabulaires peu épais sont caractéristiques des dépôts de milieu de plate-forme non protégée. Ce milieu fourni des conditions favorabled pour la formation de grès en feuillets (sheet sandstones) influencés par la combinaison de changement dans la marée, les vagues et les tempêtes. La pétrographie et la cartographie suggèrent une discordance plutôt qu'un contact intrusif entre le socle granitique et les roches sédimentaires sus-jacentes. L'empilement des lithofaciès de la Formation de Beniah indique la présence de plusieurs séquences négatives de 10 à 110 mètres de puissance. Cette répétition séquentielle des lithofaciès commence avec le siltstone-grès à la base, suivi du grès-siltstone au milieu, puis de la quartzarénite ou localement du conglomérat au sommet Un contact net entre la quartzarénite ou le conglomérat et le siltstone-grès indique le commencement d'une nouvelle succession. La formation de ces successions négatives est attribuée à la combinaison d'une variation eustatique du niveau de la mer et d'une activité tectonique. Le tectonisme semble avoir une importance considérable dans le développement de la Formation de Beniah. La présence des complexes lités maflques, les séquences négatives des roches sédimentaires, l'abondance des dykes et le volcanisme syn-sédimentaire suggèrent un environnement d'extension. Le modèle tectonique proposé pour la Formation de Beniah et pour d'autres successions de quartzarénite similaires dans la Province des Esclaves (incluant la Formation de Bell Lake et des roches sédimentaires des lacs Patterson, Brown et Winter) implique la présence, il y a 3 milliards d'années, d'un protocontinent de grande étendue formé de tonalité et granodiorite. L'amincissement de la croûte par l'extension et le rifting aurait permis la mise en place des complexes ignés stratiformes. Les failles majeures à grande échelle formées à la suite de l'amincissement de la croûte et le déplacement des blocs ainsi créés ont généré les bassins où les séquences négatives ont pu se développer. L'atténuation subséquente et la séparation du proto- continent ont permis la mise en place des séquences volcaniques subaquatiques aux environs de 2,8 Ga. L'accumulation des quartzarénites des Formations de Beniah et de Bell Lake implique un climat tropical avec des concentrations élevées de CO2 et des températures élevées. De plus, un système plus dynamique entre la terre et la lune pendant l'Archéen en conjonction avec un milieu sédimentaire à haute énergie ont pu favoriser le développement des grès très riche en quartz. Les successions sédimentaires archéennes riches en quartz existent partout dans le monde. Le Craton du Zimbabwe en Afrique, le Craton de Dharwar en Inde et la Province du lac Supérieur du bouclier Canadien en sont des exemples. La lithostratigraphie et l'environnement de déposition pour ces successions sont comparables à ceux des Formations de Beniah et de Bell Lake. Des épisodes de rifting ont également été interprétés pour chacune de ces régions, suggérant ainsi la possibilité d'un événement tectonique majeur et mondial aux environs de 2,8-3,0 Ga sur l'ensemble de la croûte continentale juvénile de la Terre.

Cette étude sur les processus chimiques, hydrauliques et mécaniques, et leur couplage, a été réalisée à la mine Bouchard-Hébert localisée dans le district minier de l'Abitibi au Québec, Canada. Dans cet environnement minier, les eaux acides migrant des anciennes excavations vers les nouvelles en combinaison avec la perturbation des contraintes géomécaniques causées par les excavations affectent la perméabilité du massif rocheux. Des travaux de terrain et des expériences au laboratoire ont été menés pour étudier ces processus, en particulier dans la partie du massif rocheux situé entre les anciennes et les nouvelles excavations de la mine (galerie du niveau 6A). Les résultats de cartographie de fractures montrent que dans la partie ouest de la galerie au niveau 6A (de 10600E à 10900E), le massif rocheux est traversé par deux principales familles de fractures : une famille de fractures est subhorizontale (pendage entre 0° et 30°) avec une longueur de trace entre 1 et 1,5 m, et une autre famille de fractures est subverticale (pendage entre 75° et 90°). La famille de fractures subverticale est subdivisée en deux groupes selon la longueur de trace : un groupe a entre 0,5 et 2 m de longueur de trace et un autre entre 3 et 3,5 m. La densité de ces deux familles de fractures varie de 1 à 6 m"1 et leurs veines ont une épaisseur d'environ 2 mm. Du côté est du niveau 6A (de 10900E à 11200E), le massif rocheux contient les deux familles de fractures rencontrées à l'ouest en plus d'une famille de fractures à pendage modéré (entre 15° et 45°) vers le nord-est. Cette famille de fractures est de plus faible effectif, d'une longueur de trace très variable, entre 0,5 et 2,5 m, et d'une épaisseur de veine d'environ 2 mm. La densité de l'ensemble des fractures est d'environ 1 à 4 m"1. Bien que dans la partie est de la galerie 6A, le massif rocheux soit traversé par les trois familles de fractures, il semble moins perméable que celui situé à l'ouest étant donné sa plus faible densité de fractures. La circulation des eaux serait donc plus intense dans le massif rocheux de la partie ouest de la galerie 6A de la mine. Les résultats des essais hydrauliques en forage dans le massif rocheux immédiatement sous la galerie 6A et sur une profondeur de 48 m ont montré que dans la partie est de cette galerie, la conductivité du massif rocheux fracturé est relativement faible et à peu près constante, variant entre 1 xlO-10 et 1 xl0-11 ms-1. Alors que dans la partie centrale de cette galerie, située en dessous des anciennes excavations, la conductivité hydraulique du massif rocheux est plus élevée et elle augmente avec la profondeur de 1 xlO-11 à 1 xlO-6 ms-1, en concordance avec la densité de fractures plus élevée observée dans cette partie de la galerie. Du point de vue hydrogéochimique, les résultats montrent que les eaux échantillonnées dans les trous de forage à la mine ont un pH presque neutre et des concentrations élevées en Ca, SO4 et en métaux. L'ion Ca proviendrait de la dissolution de la calcite, abondamment présente dans les fractures. L'ion SO4 et les métaux proviendraient de l'oxydation des minéraux sulfurés qui font partie des minéraux de remplissage dans les fractures mais aussi de la matrice rocheuse. Les eaux derrières les barricades aménagées sous les anciennes excavations et celles du bassin de sédimentation en surface sont acides, montrant des valeurs très faibles de pH, de 2 et de 2,5 respectivement, et des concentrations très élevées en ions, en particulier de SO4 et des métaux (Fe, Zn, Cu et Mn). L'acidité des eaux provenant de l'ancienne mine reste très notable dans le bassin de sédimentation malgré leur dilution avec les eaux à pH plus neutre, provenant des autres parties de la mine. Les résultats des essais au laboratoire sur les échantillons de fractures, provenant de la mine, montrent qu'une variation relativement faible de la composition chimique de l'eau et de son pH cause des réactions géochimiques différentes à l'intérieur des plans des fractures et des effets considérablement différents sur leur transmissivité. En effet, une eau à pH 2 et à concentration élevée en sulfate tend à faire augmenter la transmissivité des fractures d'une façon rapide, après quelques heures ou quelques jours, et indépendamment du rapport de la pression d'injection sur la pression de confinement (Pj/Pc). Cette forte augmentation de la transmissivité est due à un taux relativement élevé de dissolution de la calcite, principal minéral de remplissage. La chenalisation est le phénomène important qui se produit sous ces conditions. Pour des eaux avec une teneur moins élevée en sulfate et à pH 2,5, il y a une diminution de la transmissivité des fractures. Le taux plus faible de dissolution de la calcite dans ce cas serait principalement dû à l'importante précipitation d'hydroxydes de fer dans les fractures. La transmissivité de la fracture dans ce cas est fonction du rapport Pi/Pc. Les eaux à pH 4 et à pH 7 ont sur la transmissivité des fractures un effet similaire à celui de l'eau à pH 2,5, mais avec peu de dépôt d'hydroxydes, en particulier dans le cas de l'eau à pH 4. La dissolution de la calcite serait plutôt limitée aux points de contact entre les parois de fractures, permettant la réduction de leurs aspérités et, par conséquent, une diminution de la transmissivité. Sur le terrain, toutes les conditions favorables à ces types de réaction géochimique sont réunies. Certaines évidences de la présence de ces types de réaction peuvent déjà être déduites. En effet, les eaux échantillonnées à la mine, riches en Ca, SO4 et en métaux, témoignent de la présence de réactions de dissolution et d'oxydation des minéraux. De plus, la présence d'hydroxydes de fer a été constatée dans des fractures à plusieurs endroits de la galerie 6A. Comme les résultats des travaux expérimentaux l'ont montré, une eau à pH neutre dans le contexte de la mine n'implique pas nécessairement des conditions géochimiques et hydrauliques stables; au contraire, ceci peut être le résultat d'importantes réactions géochimiques entre les minéraux de remplissage dans les fractures et l'eau, lorsque celle-ci est acide comme c'est le cas sous les anciennes excavations à la mine. Les travaux de terrain et les essais au laboratoire montrent donc tous les deux que les processus chimiques de dissolution, d'oxydation et de précipitation sont très actifs et agissent à différentes échelles de temps. Le couplage entre ces processus chimiques et les processus hydrauliques se produit également aussi bien à l'échelle du massif rocheux qu'à l'échelle d'une fracture.

Le Groupe de Louvicourt, compris dans la Zone Volcanique Sud de la sous-Province de l'Abitibi, est l'hôte de plusieurs gisements de sulfures massifs volcanogènes (gîtes Louvem, Manitou, Louvicourt, Dunraine et East-Sullivan) totalisant collectivement plus de 50 Mt. La production du gîte de East-Sullivan, lequel fait l'objet de cette étude, a atteint 16,4 Mt @ 1,03% Cu, 0,7% Zn, 0,3g/t Au et 9,6g/t Ag. Le Groupe de Louvicourt est constitué de roches volcano-sédimentaires appartenant à la Formation de Val-d'Or (âge de 2704 +1-2 Ma, suite géochimique évoluant de transitionnelle à calco-alcaline) et de la Formation de Héva (âge de 2702 +/-1 Ma, suite géochimique tholéiitique). La mine East-Sullivan est située au sommet de la Formation de Val-d'Or. La séquence stratigraphique contenant ce gîte forme un empilement homoclinal à polarité sud. La séquence stratigraphique de la mine East-Sullivan débute, à sa base, avec les volcanites calco-alcalines de la Formation de Val-d'Or des volcanoclastites mafiques à intermédiaires (d'une puissance >1 km), de coulées massives et lobées de composition intermédiaire à felsique (500 m), de laves coussinées intermédiaires (25 m) et de tufs fins de composition felsique (25 m). Les tufs fins sont recouverts par une unité de lave mafique massive tholéiitique de la Formation de Héva, qui scelle le système minéralisateur du gîte East-Sullivan. À l'Est, les différents faciès monzonitiques porphyriques du Stock de East-Sullivan (2684 +/-1 Ma) recoupe régionalement la séquence stratigraphique de la mine ainsi que la minéralisation. Au sud, le gisement est tronqué par deux séries de dykes porphyriques dioritiques, une première étant associée à la mise en place de la Formation de Héva et l'autre avec l'intrusion du Stock de East-Sullivan. Le niveau hôte de la minéralisation se détails en coulées felsiques massives (10-70m), lobés (<lm) et bréchique, elles sont peu vésiculaires et aphanitiques. Ces coulées felsiques sont interlitées avec des coulées intermédiaires vésiculaires à phénocristaux de plagioclases. Ces dernières ont des aspects massifs (5-10m), coussinées (<10m) et de brèches de coussins (<5m). Du matériel volcanoclastiques felsiques autoclastique et remanié est associé aux lobes felsiques. Le matériel remanié est une suite de lits turbiditiques de haute densité. La séquence montre une alternance de lits massifs granoclassés (Ta) (10-50 cm) et de lits à laminations parallèles de traction (Tb) (20 cm) et de suspension (Td) (5-10 cm) déposé en discodance érosive sur des lits de brèches de lobes autoclastique. La minéralisation, d'origine synvolcanique, est associée à la fracturation et au remplacement des unités volcanoclastiques tufacées et massives felsiques. Le minerai, dispersé dans une vingtaine de lentilles, peut être regroupé sous trois principaux assemblages minéralogiques et une phase mineure. Ces assemblages sont : 1) sphalerite -pyrite (0,5 Mt); 2) chalcopyrite-pyrrhotite (12 Mt); et 3) chalcopyrite-pyrrhotite-sphalérite-pyrite (3,2 Mt). L'assemblage mineur est illustré par la pyrite colloforme (0,1 Mt) qui s'est développée au tout début du système hydrothermal. L'étude minéralogique des différentes phases de la minéralisation démontre que la mine East-Sullivan est le résultat de deux époques minéralisatrices distinctes. La première phase est le résultat du développement d'un système hydrothermal complet jusqu'à sa maturité, avec des minéralisations finales de hautes températures (>300 °C). Cette phase est représentée par l'assemblage chalcopyrite-pyrrhotite qui résulte de l'enrichissement en cuivre successif des assemblages pyriteux initiaux. Elle prend place dans un environnement dominé par la construction du centre volcanique felsique, lequel est constitué de lobes felsiques massifs et d'un abondant matériel volcanoclastique. Un hiatus dans le système hydrothermal de la mine ES intervient ensuite, en raison de la transition d'un environnement d'arcs (Fm. de Val-d'Or) vers un environnement de planchers océaniques en extension (Fm,. de Héva). La seconde phase de minéralisation qui se dépose par la suite est de température moindre car le système hydrothermal ne se restaure pas efficacement. Cette minéralisation est représentée par l'assemblage sphalérite-pyrite, lequel recoupe les lentilles de chalcopyrite-pyrrhotite et les unités felsiques. Ce recoupement des lentilles minéralisées préexistantes produit l'assemblage mixte chalcopyrite-pyrrhotite-sphalérite-pyrite. L'altération hydrothermale entourant le gisement East-Sullivan est caractérisée par la présence de séricite et de chlorite. Le Stock de East-Sullivan est pour sa part la cause d'une auréole métamorphique tardive d'une puissance d'environ 500 m qui englobe le gisement East-Sullivan et les volcanites immédiatement adjacentes. Cette auréole présente un métamorphisme au grade amphibolite et une altération dominée par l'épidote. L'absence de l'identification d'une zone lessivée en éléments alcalins dans la séquence de la mine ES laisse supposer que la cheminée d'altération est située soit en profondeur, soit détruite par la mise en place du pluton. La mine East-Sullivan est représentative des gisements de sulfures massifs volcanogènes retrouvés dans la sous-Province de l'Abitibi. Les natures des altérations et des faciès volcaniques permettent de définir le gisement de East-Sullivan comme étant de type "Noranda discordant" ou encore de type "bimodal-mafique" dominant.

Le Complexe volcanique de Normétal (CVN) fait partie du cycle volcanique 1 de la Zone volcanique Nord de la sous-province archéenne de l'Abitibi. Cette étude vise a reconstruire l'environnement géologique associé à l'ancienne mine de sulfures massifs volcanogènes de Normétal (10,1 Mt à 2,15 % Cu; 5,12 % Zn; 0,5 g/t Au et 45,25 g/t Ag). L'encaissant du gisement et une partie des unités sous-jacentes sont cependant fortement déformés, ce qui a pour effet d'obscurcir les caractéristiques volcanologiques ou celles reliées à l'altération hydrothermale. Afin de contourner cette problématique, une approche multidisciplinaire à l'échelle régionale a été préconisée. Puisque la déformation se superpose à un héritage géologique particulier (géométrie des coulées, des failles et de l'altération), sa signature et son hétérogénéité révèlent en partie les caractéristiques primaires du complexe volcanique. La signature hétérogène de la déformation a ainsi été utilisée en convergence avec la volcanologie physique, la géochimie et l'altération hydrothermale afin d'expliquer les caractéristiques de l'agencement spatial actuel des unités. L'étude de secteurs déformés à peu déformés a permis de reconstruire le Complexe volcanique de Normétal en terme de relations stratigraphiques et volcanologiques en plus de proposer un modèle d'évolution tectonique. La présente étude documente donc l'évolution complète du complexe volcanique, de sa construction dans un arc immature à sa déformation, en expliquant le passage d'un à l'autre. L'empilement volcanique, daté à 2728 Ma, est maintenant défini comme la Formation de Normétal qui est subdivisée en membres inférieur, moyen et supérieur. L'épaisseur de la Formation de Normétal, qui s'étend latéralement sur plus de 35 km, varie de 1,5 à 4 km. L'empilement est composé d'une séquence monoclinale orientée NO-SE à E-O qui est constituée de roches volcaniques bimodales (un pôle d'andésite-dacite et un pôle de rhyolite) et sédimentaires. Les strates possèdent un fort pendage vers le NNE et une polarité inverse vers le SSO. La majorité des roches de la Formation de Normétal sont d'affinité géochimique transitionnelle ou de façon mineure tholéiitique à faiblement calco-alcaline. La base du complexe volcanique est caractérisée par la construction d'un volcan bouclier de composition d'andésite basaltique à andésite (membre inférieur de la Formation de Normétal). La construction se poursuit par le développement de trois centres felsiques éruptifs (base du membre moyen). D'abord isolés, ces centres deviennent coalescents avec l'importante effusion d'andésite-dacite et de rhyolite interstratifiées (sommet du membre moyen). De nombreux dômes et dykes hypovolcaniques sont également associés au sommet du membre moyen. Le membre supérieur débute avec le dépôt des roches sédimentaires volcanoclastiques de Normétal qui témoigne d'une pause du volcanisme. La reprise du volcanisme sur l'ensemble de l'édifice est documentée par le volcanisme hydroclastique et effusif de la séquence de la mine (sommet du membre supérieur). Les trois centres d'émissions du membre moyen sont caractérisés par une concentration de failles synvolcaniques, de dykes et de dômes et sont localisés par les différentes directions d'écoulement et de fermeture des lobes felsiques. L'édifice volcanique est caractérisé par une structure d'effondrement centrale qui est appelée la caldeira de Normétal. Les lentilles de sulfures massifs volcanogènes sont localisées sur la marge ouest de la caldeira. L'évolution tectonique du CVN est marquée par deux épisodes de déformation. Le premier événement est caractérisé par un raccourcissement N-S. Ce raccourcissement provoque le développement de la schistosité et l'inversion du mouvement sur les failles synvolcaniques de Normétal et de Perron qui passe à des mouvements inverses ou de chevauchement. Le deuxième événement de déformation provoque le développement du clivage de crénulation NE-SO, de la faille de cisaillement dextre de Patten, du plissement des strates dans le secteur ouest et de la réactivation en cisaillement dextre des failles de Normétal et de Perron. Ces couloirs de failles sont caractérisés par une forte linéation d'étirement, des bandes de cisaillement et un système de kinks conjugués. L'altération est marquée par des roches contenant de la séricite, du carbonate et du chloritoïde. La distribution de ces minéraux permet de reconnaître des zones d'altération hydrothermale régionales concordantes (semi conformes) et des zones de cheminées discordantes sous les gisements de sulfures massifs volcanogènes. Les zones d'altération d'aspect semi conforme contiennent cependant des zonalités chimiques qui permettent de définir des vecteurs à partir des zones proximales vers les zones distales. Les zones proximales aux sulfures sont caractérisées par une zone de 1-2 km de carbonate de fer de la série sidérite-magnésite. Cette zone est entourée par une zone de 2-4 km du membre riche en Mg et pauvre en Fe (ankérite-dolomite ferrifère) de la série ankérite-dolomite. La racine des zones à sidérite-magnésite est également caractérisée par des zones discordantes d'ankérite-dolomite qui se démarquent latéralement des zones à calcite qui constitue le carbonate le plus distal. Quatre principales zones discordantes de remontée de fluides hydrothermaux qui sont séparées de 5-8 km ont été identifiées. La percolation latérale des fluides dans les unités sommitales, à partir des quatre zones discordantes qui correspondent aux failles synvolcaniques, est responsable de l'aspect semi conforme de l'altération. Dans le cas du CVN, les zones d'anisotropie forte à intense sont associées à une concentration de roches volcanoclastiques fortement altérées (faille de Normétal), aux contacts stratigraphiques importants (faille de Patten) et aux zones à phyllosilicates et chloritoïdes (altération régionale concordante). Les zones d'anisotropie modérée correspondent aux zones discordantes à carbonates de Fe-Mg de la série ankérite-dolomite. Les zones de remontée de fluides ne sont donc pas marquées par les secteurs où l'anisotropie est forte ou intense mais plutôt par les zones discordantes d'anisotropie modérée. Cette étude a permis de définir d'autres zones propices aux gisements de SMV au sein du Complexe volcanique de Normétal. Les caractéristiques de l'anisotropie, de la volcanologie et de l'altération pourraient donc être utiles pour découvrir d'autres gisements de SMV dans des complexes volcaniques où l'altération est dominée par les carbonates et la séricite.