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.

La région de Frotet, appartenant à la partie orientale de la ceinture volcanosédimentaire de Frotet-Evans, se localise à environ 100 km au nord de la ville de Chibougamau. La région renferme des minéralisations de cuivre et de zinc d'origine énigmatique. Le but de ce projet était donc d'identifier la nature et le mode de mise en place de ces minéralisations. Pour réaliser ce projet, deux hypothèses ont été émises: la minéralisation origine d'un processus volcanogène ou épithermal. L'étude a donc porté sur 7 dépôts de cuivre et de zinc situés dans la partie sud du secteur Frotet. Les dépôts étudiés étaient : le gîte Lessard (1 200 000 t à 3,35 % Zn, 1,96 % Cu et 0,72 g/t Au) et le gîte Moléon (184 0001 à 3,4 % Zn et 1,56 % Cu) dont la minéralisation se retrouve dans une séquence de tufs bordée par des intrusions mafiques, ultramafiques et des basaltes, le gîte Tortigny (490 000 t à 6,21 % Zn, 2,2 % Cu, 61 g/t Ag et 0,3 g/t Au) et l'indice P.K. (2,5 % Zn, 0,8% Cu sur 14,9 m) qui présentent une minéralisation incluse dans des unités sédimentaires, telles des argilites et des siltstones qui sont en contact avec des basaltes, la minéralisation du gîte De Maures (350 000 t à 7,84 % Zn, 1,35% Cu et 22,31 g/t Ag) qui se retrouve quant à elle dans un horizon de tuf localisé au contact d'une unité basaltique, le gîte Domergue (30 000 t à 5,51 % Zn et 1,8 % Cu) avec une minéralisation comprise dans un tuf et délimitée de part et d'autre par des intrusions stratiformes gabbroïque et pyroxénitique et finalement, l'indice Roméo Boisvert (6,73 % Zn, 4,20% Cu et 27,8 g/t Ag sur 1,0 m) qui a une minéralisation localisée au contact net entre un gabbro et un basalte. Afin de définir l'origine de la minéralisation, certains traitements de données, tels les profils de cuivre et de zinc, les iso-contours de cuivre et de zinc, et le ratio ((Cu/Cu+Zn)X100), ont été effectués afin de localiser les zones d'enrichissement et d'établir la géométrie des corps minéralisés. Par la suite, l'indice d'altération d'Ishikawa a été calculé pour permettre la localisation des zones de forte altération, induite par la circulation des fluides hydrothermaux. Ces zones de circulation des fluides pourraient alors correspondre aux cheminées des gisements de sulfures massifs volcanogènes (SMV). À la lueur des résultats obtenus, aucun conduit n'a pu être identifié. À partir de ces résultats, aucune zone concordante riche en zinc ou discordante riche en cuivre, similaires à celles d'un gisement de sulfures massifs volcanogènes, n'a pu être déterminée. Après une analyse des facteurs discriminants entre les types volcanogène et épithermal, l'hypothèse du type épithermal est écartée car aucun élément de la suite épithermale caractéristique (Ag-As-Au-Sb-Tl-Hg) ni l'altération caractéristique zonée, similaire au porphyre cuprifère riche en minéraux alumineux, n'ont pu être identifiés. L'absence d'une zonation dans l'altération et dans la minéralisation ainsi que le volcanisme bimodal écartent la similitude avec les SMV de type Noranda. Cependant, la présence en grande majorité de basaltes et d'unités pyroclastiques et sédimentaires s'apparente aux gisements de type Besshi. Étant donné que les dépôts possèdent certaines caractéristiques des gisements de type Besshi, la classification des gîtes du secteur Frotet pourrait être une variante du gisement de type Besshi. Donc, pour l'exploration future de nouveaux gîtes de sulfures massifs en environnement volcanique, il devient important de vérifier, en plus des contacts rhyolite-basalte très favorables, les contacts basalte-tuf également très prometteurs et très peu explorés dans les régions archéennes.

Ce projet de maîtrise a pour sujet la caractérisation et l'étude de l'origine de la minéralisation des sulfures de Ni-Cu du secteur du Lac à Paul au nord-est de la Suite anorthositique du Lac-Saint-Jean. Les minéralisations de sulfures de Ni-Cu sont d'origine magmatique, associées à la bordure d'une intrusion anorthositique d'âge Mésoprotérozoïque. Les teneurs moyennes des sulfures massifs et semi massifs du secteur du Lac à Paul sont de l'ordre de 0.66% Ni, 1.2% Cu, 0.06% Co, 55 ppb Pd et avec des résultats généralement sous la limite de détection pour le Pt. L'extrême pauvreté en éléments du groupe du platine (EGP) des échantillons et en Ni des olivines de la région du Lac à Paul reflète l'importante évolution magmatique subie par les lithologies présentes dans le secteur étudié. Seuls des dykes de composition dioritique semblent pouvoir contraindre l'ordre de cristallisation de certaines lithologies de la région du Lac à Paul. La composition du liquide sulfuré parental est assimilable aux sulfures disséminés ayant une moyenne recalculée à 100 % sulfures de 1.6 % Ni et 1.7 % Cu donnant un ratio Ni :Cu de 1 :1. Le ratio S/Se (S/Se de 8000 à 26000) suggère une provenance exogène du soufre. La comparaison entre les indices de la région du Lac à Paul avec Voisey's Bay, le lac Volant et certains indices norvégiens indique une similitude du contexte tectonique ayant favorisé une ségrégation prématurée des sulfures. Les dissemblances majeures sont : une intrusion pluri-kilométrique; l'absence d'évidence de ré-enrichissement de la minéralisation par injection multiples de magma; une mise en place de la minéralisation syn- à tardi-tectonique, l'extrême évolution des lithologies minéralisées.

La zone de cisaillement de Wulong est principalement formée de failles parallèles à pendage NNE, elle traverse différents types de roches allant de gneiss du protérozoïque inférieur à des sédiments du Mésozoïque supérieur. Cette zone présente différents types de déformations traversant plusieurs variétés de roches hôtes. Le camp aurifère de Wulong est contrôlé structurellement par la zone de cisaillement de même nom. Elle est localisée près de la ville de Dandong, au sud-est de la Province de Liaoning, Chine. Le camp aurifère comporte trois mines: les mines d'or de Wulong et Sidaogou et la mine de cuivre-or de Jielishu. Dans la région de la mine Wulong, la zone de cisaillement s'est développée dans des gneiss archéens supérieurs. La déformation ductile est soulignée par des grains de quarts allongés, des gains de micas en forme de « poissons » et des zones de pressions. La mesure des contraintes indique que le cisaillement de la région de la mine Wulong est de type ellipsoïdal. Les mesures paléopiézométriques donnent des valeurs de contraintes différentielles variant de 81.5 MPa à 144.6 MPa dans la mine Wulong et un taux de contrainte allant de 9.428xl0"23 à 4.284xlO"21 sec"1. Dans la mine d'or de Sidaogou, la zone de cisaillement Wulong s'est développée durant le Protérozoïque inférieur dans les grès métamorphisés du groupe Liaohe. La zonation des tectoniques n'y est pas bien développée. Les structures de déformations ductiles développées dans cette région inclus des foliations mylonitiques, des linéations de glissement, des plis, des lentilles et des boudinages intrafoliés. Les mesures de contraintes (finies) suggèrent une déformation proche de celle d'un ellipsoïde de contraintes normales. Les mesures de pression différentielle dans la région de la mine Sidaogou sont de 71.5 MPa, correspondant à un taux de contrainte de 4.026*lO'^sec"1. Dans la région de la mine Jielishu, La zone de cisaillement Wulong traverse le groupe de marbre Liaohe datant du Protérozoïque moyen et du Protérozoïque supérieur. Les marbres mylonitiques et les lentilles sont tous deux biens développés dans cette zone de cisaillement. Les mesures des contraintes finies donnent une valeur de 1.03 au paramètre de Flinn (k). Dans l'intrusion de Sanguliu, la valeur paléopiézométriques obtenue est faible, de l'ordre de 61,1 MPa, elle correspond à un taux de contrainte de 1.449*10~23sec~\ Indépendamment des emplacements structuraux choisis dans la zone de cisaillement de Wulong, les critères de cisaillement, que ce soit à l'échelle macroscopique ou microscopique indiquent un mouvement senestre. Le calcul du bilan de masse montre que les gains et pertes de masse dépendent du type des roches hôtes et les variations suggèrent que d'intenses réactions eau/roche aient eu lieu durant la phase de migration des fluides dans la zone de cisaillement. Les âges chronologiques donnés par les isotopes et les fossiles indiquent que l'évolution de la zone de cisaillement Wulong s'est étendue sur une longue période de temps, elle aurait débutée vers 156 Ma et était encore active vers 73 Ma. Chaque dépôt du camp aurifère de Wulong montre des caractéristiques géologiques et minéralogiques différentes en fonction des différentes roches hôtes et des structures particulières à chacune des mines. Le gisement aurifère de Wulong, situé dans des gneiss granitiques, est composé d'une série de filons de quartz aurifères ayant un pendage NE-E. Ces filons sont exclusivement situés dans les gneiss. La minéralisation est composée de pyrite, pyrrhotine, chalcopyrite, arsénopyrite, bismuthinite, de galène en quantité mineure, de sphalerite et d'or natif. L'or se retrouve principalement dans le quart, la bismuthinite, la pyrite et la pyrrhotine. Les analyses des éléments traces et mineurs des minéraux porteurs de l'or et, de quartz de différentes générations indiquent que le quartz formé lors du second épisode dans le dépôt de Wulong, l'ont été sous un rapport élevé Au/Ag. En général, les minéraux associés à une minéralisation aurifère ont un rapport Au/Ag élevé. Le gisement d'or de Sidaogou se retrouve dans des métagrès. L'assemblage minéralogique retrouvé est simple. La pyrite représente 95% des sulfures et est accompagnée de chalcopyrite et pyrrhotine en faible quantité. La pyrite est le principal minerai hôte de l'or, le quartz en est le second. À la différence du dépôt de Wulong, l'or natif de la minéralisation de Sidaogou a un rapport Ag/Au élevé. Dans la mine de Jielishu, l'or et le cuivre sont économiquement valables. Le dépôt est situé dans un marbre. Les sulfures observés dans le dépôt de Jeilishu sont : pyrite, chalcopyrite, chalcocite, malachite et en faible quantité de la sphalerite et de la galène. De l'or natif y est fréquemment observé dans la chalcopyrite et la pyrite. Le dépôt de cuivre-or de Jielishu est caractérisé par des cavités £vacuoles)_développées dans la zone minéralisée. Cette structure n'est pas observée dan les deux autres dépôts. La concentration en or a une relation directe avec la valeur de Bi dans ces dépôts. Diverses techniques géochimiques ont été appliquées à ces trois dépôts. Les signatures des « REE » suggèrent que les minéralisations développées dans le camp aurifère de Wulong aient des sources similaires. Les isotopes de plomb indiquent que les minéraux associés à la minéralisation proviennent de la croûte supérieure. Les isotopes de souffre de la minéralisation souligne une origine probablement magmatique des sulfures (+1.55%o~+2.5%c), par contre les réactions roches/fluides contribuent à un accroissement de la quantité des sulfures minéralisés dans le dépôt de Sidaogou (environ +11.33%c). L'analyse des isotopes d'hydrogène et d'oxygène ne donnent aucune information additionnelle au sujet des fluides minéralisateurs pourtant la compilation des données montre des valeurs se situant à l'extérieur des domaines définis par les fluides «sources». Cependant, les isotopes de carbone provenant des veines de calcite suggèrent une source de carbone magmatique (-5.51%o~-1.21%o). Les études des inclusions fluides révèlent que, dans le fluide minéralisateur, F ébullition est un phénomène omniprésent dans les dépôts aurifères de Wulong et Sidaogou. Le dépôt de Wulong montre des températures homogènes beaucoup plus élevées (T=360 °C) que celles du dépôt de Sidaogou (T=175 °C). Une seule mesure microthermométrique a été effectuée dans le dépôt de Jielishu, donnant une valeur de 108°C. Les résultats de l'étude des inclusions fluides indiquent également que la minéralisation en or a une salinité faible de l'ordre de 2,4 % à 6.1 % poids NaCl (équivalent). Les pressions moyennes des fluides capturés sont de l'ordre de 65 MPa dans le dépôt aurifère de Wulong et de 51 MPa dans celui de Sidaogou. La composition moyenne des fluides extrait des inclusions indique que les fluides contiennent généralement du CO2, CH4, CO, N2, H2 sous forme gazeuse, Na+, K+ sous forme de cations et des anions F, Cl", SO42". Les fluides du dépôt de Sidaogou contiennent visiblement plus de Ca2+ que le dépôt de Wulong. Une des caractéristiques omniprésentes du camp aurifère de Wulong est la relation spatiale et temporelle entre les filons aurifères de quartz et les différents dykes. Les signatures des « REE », du rapport isotopique K-Ar, des éléments traces de la minéralisation, des roches hôtes et des différents dykes suggèrent que les dykes et la minéralisation soient probablement issus du même «matériel source» ou de processus géologiques identiques, ils ont aussi des âges géologiques similaires. En se basant sur les caractéristiques géologiques et géochimiques de ces trois dépôts aurifères, l'auteur propose que ceux-ci aient été contrôlés par la structure de la zone de cisaillement de Wulong, et que la minéralisation d'or est génétiquement reliée avec l'intrusion de Sanguliu. Une modélisation de la mise en place, de la minéralisation aurifère et de l'intrusion magmatique; et de la formation de la zone de cisaillement de Wulong est proposée.

Le secteur de Monsabrais est situé au nord-ouest de la ville de Rouyn- Noranda, dans le Groupe de Blake River en Abitibi. Le Groupe de Blake River avait été récemment interprété comme étant un complexe de caldeiras imbriquées et séquentielles. Les caldeiras, en ordre chronologique, étaient celles de Misema (40x80 km), de New Senator (15x35 km) et de Noranda (15x20 km). Le secteur de Monsabrais présente des structures intrusives et effusives qui sont concentriques et radiales autour du Pluton de Monsabrais. Cela avait mené à l'interprétation de la présence d'une caldeira sommitale au sein d'un complexe volcanique distinct à l'intérieur de la grande caldeira de Misema. Ce secteur devenait donc très intéressant dans ce modèle, car les caldeiras sont des environnements propices pour l'exploration de sulfures massifs volcanogènes. Le but de cette étude était donc de proposer un contexte volcanologique adéquat pour le secteur de Monsabrais afin de comprendre la mise en place des différentes unités volcaniques. Les affleurements étudiés étaient constitués de faciès de coulée de lave en coussins de petites à grandes tailles, de faciès massif ou bréchique. Quatre compositions avaient été identifiées grâce aux analyses géochimiques: 1) basalte, 2) basalte andésitique, 3) andésite et 4) dacite. La cartographie des faciès et la géochimie des échantillons avaient permis d'identifier plusieurs unités lithologiques distinctes. L'unité de basalte ne présentait que le faciès massif sans colonnades et n'était présent qu'à un seul endroit sur le terrain. Son assemblage minéralogique primaire était plus à tendance ferromagnésienne. Deux unités lithologiques distinctes de basalte andésitique avaient été identifiées. Elles présentaient les faciès massifs, coussinés et bréchiques. Leur différence se situait au niveau pétrographique, où la plus vieille présentait des xénolites de la chambre magmatique. Les unités d'andésite présentaient les faciès massifs à bréchiques et étaient très similaires pétrographiquement. Elles montraient un cortège minéralogique à forte tendance quartzo-feldspathique. L'unité de dacite n'avait été observée qu'à un seul endroit sur le terrain. Elle présentait le faciès massif avec colonnades et sa minéralogie se composait principalement de reliques de plagioclase et d'une mosaïque de quartz et de feldspath provenant de la dévitrification du verre felsique. La cartographie des faciès volcaniques avait aussi démontré que la grande quantité de roches volcano-sédimentaires, présentes à Monsabrais, provenaient de la fragmentation autoclastique des coulées de lave. Les fragments étaient parfois amiboïdes et présentaient des motifs en casse-tête. Les brèches les plus distales montraient un litage pluridécimétrique à métrique ainsi qu'un granoclassement normal et des laminations parallèles. Cela indiquait un remaniement des dépôts primaires autoclastiques. L'étude pétrographique des minéraux secondaires avait aussi démontré que les roches du secteur de Monsabrais avaient subi un métamorphisme au faciès des coméennes à albite et épidote. La source de ce métamorphisme avait déjà été identifiée comme étant le Pluton de Monsabrais. Tous les minéraux montraient une (ou des) altération(s) et/ou au moins un événement métamorphique. Le plagioclase (microlites ou phénocristaux) était métamorphisé en albite et très souvent saussuritisé ou séricitisé. L'ouralitisation des pyroxenes et le métamorphisme en chlorite et épidote de la hornblende verte provenaient du métamorphisme rétrograde. L'étude géochimique pratiquée sur les échantillons avait permis de démontrer, dans un premier temps, un ajout important de silice dans toutes les lithologies, par les fluides hydrothermaux. Ensuite, les échantillons avaient une affinité magmatique transitionnelle à calco-alcaline, suite à une contamination crustale du magma. Les études des éléments du groupe des terres rares et de la géotectonique avaient permis de déterminer que les lithologies du secteur de Monsabrais provenaient d'une unique chambre magmatique d'un arc volcanique. L'intégration de tous ces résultats avait permis de générer un modèle pour le complexe volcanique de Monsabrais. La chambre magmatique présente sous le Pluton de Monsabrais aurait pu engendrer, dans cet ordre: les coulées de basalte, de basalte andésitique et de dacite. Par la suite, une réinjection de magma aurait provoqué les coulées andésitiques. Par contre, les observations de cette étude ne pouvaient démontrer la présence ou l'absence d'une caldeira sommitale, car elles avaient été faites sur un territoire trop restreint. Finalement, les observations et les résultats ne montraient pas d'évidence de minéralisation dans le secteur.

Le complexe rhyolitique du Cap d'Ours est situé en plein coeur de la ville de Rouyn-Noranda, dans le Groupe du Blake River (GBR) en Abitibi. Le GBR est récemment interprété comme étant un complexe de caldeiras imbriquées et séquentielles. Dans ce modèle, le Cap d'Ours est un secteur clé puisqu'il constitue la marge de l'une de ces caldeiras : la caldeira de New Senator. La faille synvolcanique de Glenwood, constitue la limite Est de ce complexe volcanique et aurait servi de conduit magmatique et hydrothermal. Les affleurements étudiés sont constitués en grande majorité de rhyolites fragmentaires, et la genèse de ces brèches reste problématique. La proximité de la mine Horne, située à seulement 2 km au Nord, renforce l'intérêt de la zone d'étude car le gisement pourrait être associée à la caldeira de New Senator. Le but de cette étude est donc de comprendre l'environnement volcanique et de caractériser les altérations et les minéralisations en bordure d'une faille synvolcanique majeure. La cartographie de détail réalisée permet d'interpréter les brèches du Cap d'Ours comme étant d'origine autoclastique, et associées à la mise en place d'un complexe felsique sous-marins de dômes et de coulées. La géométrie des faciès lobés indique que le Cap d'Ours ne correspond qu'à la partie orientale de l'édifice, le centre d'émission étant localisé à l'Ouest du secteur d'étude. Ce centre d'émission est constitué d'une multitude de dykes, de composition variable, orientés en direction de la mine Horne. Les structures synvolcaniques, matérialisées par des dykes, sont omniprésentes dans le secteur. Le centre d'émission du complexe pourrait représenter une faille synvolcanique majeure, utilisée pour la mise place du complexe felsique, mais qui aurait aussi pu servir de conduit d'alimentation pour les minéralisations de la mine Horne. Des dykes felsiques à phénocristaux de quartz et feldspath (PQF) recoupent le complexe felsique du Cap d'Ours et semblent, eux aussi, emprunter des zones de faiblesses synvolcaniques. L'étude des altérations, basée sur une nouvelle méthodologie développée au cours de ce projet, met en évidence deux épisodes d'altérations superposés et distincts. Le premier se caractérise par une zonalité latérale, avec une silicification à proximité du centre d'émission et une altération en chlorite-séricite plus distale. Le deuxième épisode se traduit, sur le terrain, par une zonalité verticale cette fois ci, et est représentée par la séricitisation des PQF. La zonalité latérale est typique de l'altération d'un dôme felsique par l'eau de mer. Par contre, la zonalité verticale est clairement associée à un épisode hydrothermal d'intensité relativement faible. La minéralisation, uniquement constituée de fine pyrite, est localisée de part et d'autre des PQF. Ce iien spatial de proximité suggère donc que ces dykes et les structures synvolcaniques qu'ils incarnent ont contrôlé l'épisode minéralisateur. L'étude pétrographique et la signature en éléments traces des pyrites mesurée au La-ICP-MS soutiennent cette hypothèse. Trois groupes de pyrites sont discriminés: 1) des pyrites volcanogènes, riche en métaux, spatialement associées au PQF, 2) des pyrites métamorphiques sans métaux, réparties sur tout le secteur, et 3) des pyrites volcanogènes recristallisées et localisées à proximité du centre d'émission du complexe felsique. Ces dernières pourraient être associées à un autre système hydrothermal qui aurait pu alimenter la mine Home. La similarité du contenu métallique entre les pyrites volcanogènes du secteur d'étude et celle de la mine Home suggère un lien entre les deux systèmes minéralisateurs. Le modèle évolutif proposé pour expliquer la mise en place du Cap d'Ours et les altérations hydrothermales met l'emphase sur l'importance des structures synvolcaniques qui sont omniprésentes dans le secteur. Le facteur temps a lui aussi un rôle primordial. Le complexe felsique ayant été rapidement recouvert par des laves mafiques, seule une cellule hydrothermale de faible durée et donc de faible intensité a pu se développer, ne permettant pas la mise en place de minéralisations économiques malgré la combinaison de tous les facteurs nécessaires, à savoir, la perméabilité structurale fournie par les structures synvolcaniques, l'apport illimité d'eau de mer et une chambre magmatique proche comme source de chaleur.