Le gisement de la mine Doyon fait partie du Groupe de Blake River situé dans la partie sud de la sous-province de l'Abitibi à environ 40 km à l'est de la ville de Rouyn-Noranda. Ce gisement fait partie du district minier de Bousquet. Le district minier de Bousquet a fait l'objet de nombreux travaux et différentes hypothèses allant de synvolcanique à post-tectonique, ont été émises pour expliquer l'origine et le contrôle de la minéralisation. La mine Doyon est représentative de cette problématique car elle contient différents types de minéralisation. Le pluton de Mooshla, un corps intrusif de composition gabbroïque à tonalitique, encaisse en partie les veines aurifères, qui sont présentes également dans les roches volcaniques du Blake River. Ces veines de quartz-sulfures-or sont d'épaisseur millimétrique à décimétrique et ont des continuités latérales et verticales atteignant en moyenne 75 mètres. La mise en place des veines aurifères est associée à un vaste système de circulation de fluides hydrothermaux. Des dykes chloriteux ont ensuite recoupé les veines aurifères. Les veines et les dykes ont par la suite été affectés par l'événement de déformation régionale. La déformation régionale D, a, dans un premier temps, généré une forte fabrique pénétrative à l'échelle régionale en se concentrant de façon préférentielle dans les roches fortement altérées. Subséquemment, la déformation D2 s'est focalisée dans des couloirs de déformation plus restreints, générant des plans de décollement dont les cisaillements Nord et Mooshla B qui dans un premier temps ont été les hôtes de mouvements verticaux inverses. Ces mouvements se sont par la suite poursuivis en décrochement sur les cisaillements de Mooshla B et Sud lors d'un événement D3. La minéralogie des veines particulièrement riches en sulfures et dépourvues de tourmaline, le vaste système d'altération hydrothermale associé à l'intrusion synvolcanique de Mooshla, la superposition de la déformation aux veines et aux dykes qui recoupent les veines et la présence de sulfures massifs dans les environs, favorisent un gisement d'affinité magmatique associé à l'intrusion synvolcanique de Mooshla.

Les dépôts de sulfures massifs volcanogènes de type Mattabi et les formations de fer carbonatées sont localisés dans la partie supérieure du Groupe de Hunter Mine qui fait partie de la zone volcanique nord de la Sous-province de l'Abitibi. Les unités encaissantes sont composées d'une alternance de coulées felsiques massives et fragmentaires entre lesquelles s'intercalent de petites unités de tuf-chert. Ces unités sont surmontées par une succession de coulées mafiques massives et coussinées du Groupe de Stoughton-Roquemaure. Le faible degré de métamorphisme fait de ces deux groupes un véritable exemple pour la compréhension des dépôts anciens. La partie supérieure du Groupe de Hunter Mine a été le siège de plusieurs activités hydrothermales qui ont eu pour conséquence la formation de plusieurs indices minéralisés. En utilisant les relations de recoupement entre les veines et les altérations pénétratives, il est possible d'établir un ordre de succession entre les différentes altérations: séricitisation, silicification, carbonatation, chloritisation et albitisation. La carbonatation et la chloritisation sont les plus importantes. La silicification est répandue et latéralement continue. Elle a contribuée à la formation des cherts et de la couverture de silicification. Cette couverture de silicification va jouer un rôle de barrière imperméable dans la circulation des fluides hydrothermaux. La carbonatation est de loin l'altération la plus répandue. Elle remplace totalement ou partiellement les unités felsiques fragmentaires et les tuf-cherts ou elle forme des couches de plusieurs mètres d'épaisseur. La carbonatation a débuté par l'ankérite et s'est achevée avec la sidérite dont la phase finale est accompagnée par la chloritisation et albitisation. L'analyse chimique des chlorites a montré qu'elle est constituée de ripidolite et de pseudothuringite. La présence de ces minéraux riches en fer peut être attribuée à un mélange continu de l'eau de mer engorgée dans les roches felsiques fragmentaires et le fluide hydrothermal à basse température et à pH acide modéré. La minéralisation, liée à ces dernières phases d'altération, montre également des textures primaires de basses températures. Les indices minéralisés consistent essentiellement en marcassite, pyrite et hématite. Les sulfures sont soit massifs, disséminés ou sous forme de veines d'allure dendritique. La marcassite et la pyrite présentent diverses textures primaires de formation telles que les textures colloformes, sphérolitiques, framboïdales, automorphes, crustiformes et possèdent des compositions relativement voisines. Ces textures représentent une phase précoce de formation. L'attaque à l'acide des masses colloformes révèle que leur structure interne est litée et constituée soit de cristaux de fibres radiales en croissance soit d'agrégats de cristaux. Leur surface externe est couverte d'une couche de pyrite crustiforme. Quant aux textures sphérolitiques, elles se développent autour de deux ou plusieurs microcristaux de pyrite. L'hématite constitue la dernière phase de minéralisation. Elle se produit sous forme de remplacement de carbonates, de marcassite et de pyrite. Les formations de fer ont un aspect rubané et sont constituées de petites bandes de chert continues ou déformées, interlitées ou non dans une matrice de sidérite±ankérite. La présence de vestige de tuf dans la matrice à sidérite±ankérite suggère que la sidérite résulte du remplacement des tufs. Ces minéraux ont été reconnus comme des minéraux d'altération des unités felsiques fragmentaires et une origine hydrothermale leur a été attribuée. Le fer était ajouté aux formations de fer durant cette altération. L'association des formations de fer du GHM avec les unités volcaniques et leur origine hydrothermale s'apparentent aux formations de fer de type Algoma, mais à la différente de cette dernière, les formations de fer du GHM sont le résultat du remplacement des tufs. La comparaison des dépôts de la partie supérieure du GHM avec ceux de la formation de Sainte Hélène dans la région de Wawa, en Ontario, a permis de mieux comprendre les processus de mise en place et d'établir un modèle de formation de la minéralisation et des altérations du GHM.

L'indice de Ni-Cu-Co de Lac-Volant se situe au nord-est de l'anorthosite de la rivière Pentecôte (1354 ± 3 Ma) dans la province de Grenville. H s'agit d'un exemple de minéralisation de sulfures magmatiques associés à un magma mafique dans un contexte de métamorphisme de haut grade. Des sulfures disséminés et massifs se localisent à l'intérieur d'un dyke de gabbronorite de 20 à 25 m d'épaisseur encaissé dans un métagabbronorite appartenant au Complexe de Matamec. L'âge du dyke est de 1350 Ma (± 6 Ma, U/Pb). L'objectif principal de cette étude était d'expliquer l'origine de l'indice Ni-Cu-Co de Lac-Volant par le modèle magmatique classique de mise en place des dépôts de nickel, cuivre et ÉGP. Les résultats de la cartographie géologique et de l'investigation pétrographique et géochimique montrent que le dyke présente des phénomènes de mise en place par injections multiples de magmas et de sulfures. Le magma du dyke est tholéïtique et provient d'une source appauvrie de type MORB-N. La variation géochimique observée à l'intérieur du dyke est due à la cristallisation fractionnée des silicates mafiques (orthopyroxènes, clinopyroxènes et plagioclases) et à la contamination. Le dyke présente des similitudes avec le métagabbronorite encaissant au point de vue de la composition. Cette similitude suggère des magmas parents semblables. La présence de fragments de granite et de métasédiments dans le dyke et 1' enrichissement en Rb, Th, Ba, LRRE ainsi que l'anomalie en Ta suggèrent que le magma de Lac-Volant a assimilé les roches encaissantes. Un taux de contamination de 15% est nécessaire pour générer la composition gabbronoritique du dyke. Cette contamination a eu lieu en profondeur avant que le magma ne commence a cristalliser ses phases mafiques. Les sulfures de l'indice de Lac-Volant sont d'origine magmatique. Ils y en a trois types: massifs, matriciels et disséminés. La minéralogie de ces trois types de sulfures est similaire. Ces sulfures sont formés de pyrrhotite comme phase principale (75%), de pentlandite transformée en bravoïte et en violarite, de chalcopyrite et de pyrite. Ces sulfures sont caractérisés par une structure bréchique. La présence de xénolites de métasédiments dans le dyke et le rapport élevé de S/Se (9000 à 16000) suggère que la saturation du magma en soufre est due à la contamination. Le liquide sulfuré semble être en interaction avec un faible volume de magma (R= liquide silicate / liquide sulfuré = 200). Les profils des différents types de sulfures de Lac-Volant sont caractérisés par un appauvrissement en ÉGP par rapport au Ni et Cu. La composition moyenne (n=29) des sulfures a été estimée à 2 % Cu, 1.5% Ni, 0.12 % Co, 67 ppb Pt et 256 ppb Pd. H semble que le magma a perdu ses ÉGP lors d'une ségrégation précoce des sulfures en profondeur. La composition des trois types de sulfures est semblable suggérant le non-fractionnement des sulfures de Lac-Volant. En dernier lieu, un événement métamorphique a affecté la texture des sulfures et a provoqué une recristallisation complète des phases sulfurées. L'altération météorique a permis la transformation de la pentlandite en bravoïte et en violarite. L'indice de Lac-Volant présente des similitudes de composition, de contexte de mise en place, de nature du magma et d'âge avec certains dépôts norvégiens (Ertelien et Flat dans la province Sveconorvegienne) et avec Voisey's Bay au Labrador. Ces similitudes nous permettent de conclure que l'indice de Lac-Volant est lié à l'activité magmatique qui a généré les trois types de dépôts.

Cette thèse présente les résultats d'études gravimétriques menées dans le Bouclier canadien. Les mesures du champ de gravité récoltées le long et à proximité de divers transects Lithoprobe y sont interprétées. Chacun des chapitres de cette thèse est un article publié ou soumis. Le premier article présente l'interprétation gravimétrique le long de la ligne sismique 52 de Lithoprobe, dans la province de Grenville. À l'échelle régionale, la modélisation de l'anomalie de Bouguer invoque un amincissement crustal au sud du front de Grenville sous le terrane allochtone du réservoir Cabonga. Cet amincissement, localisé au niveau de la croûte inférieure, peut être associé à une extension post-orogénique. Ceci est compatible avec l'interprétation des données sismiques. Le modèle gravimétrique a aussi permis de mettre en évidence des caractéristiques majeures non révélées par les données sismiques, telle que la zone de contact subverticale entre les terranes du réservoir de Cabonga et du réservoir Dozois. La géométrie de la rampe de Baskatong mise en évidence par le modèle gravimétrique est aussi en accord avec l'interprétation sismique. Cette rampe représenterait une discontinuité majeure le long de laquelle, les terranes protérozoiques furent accrétés. Par ailleurs, un modèle de l'anomalie résiduelle, dans la partie nord du profil, met en évidence trois corps gabbroïques peu profonds, complétant ainsi l'interprétation sismique qui ne fournit pas d'image de la base de ces intrusions. Le second article présente des modèles crustaux du nord de la province du Supérieur à la lumière de nouvelles données de gravité récoltées le long d'un transect traversant les sous-provinces de Nemiscau et La Grande. Ce transect prolonge, vers le nord, le profil de gravité obtenu le long de la ligne sismique 48 de Lithoprobe, traversant le nord de l'Abitibi et l'Opatica. L'interprétation de l'anomalie de Bouguer pour le nord de l'Abitibi et l'Opatica, invoque un épaississement crustal compatible avec l'interprétation sismique et complète les données de sismique réflexion, qui ne fournissent pas une image satisfaisante des séquences supracrustales. Pour les sous-provinces de Nemiscau et La Grande, l'interprétation gravimétrique invoque une densité de la croûte supérieure plus élevée qu'en Abitibi et en Opatica. Un léger épaississement crustal est observé dans la sous-province de La Grande. Des séquences supracrustales mafiques sont aussi mises en évidence à l'extrémité nord du profil dans la sous-province de La Grande. La signature gravimétrique associée à la variation latérale de densité et les évidences de terrain indiquent un pendage vers le nord des principales frontières tectoniques. Le troisième chapitre fait l'objet d'une étude du champ de pesanteur au dessus de la région de la baie d'Ungava à partir de données satellite et de nouvelles données récoltées le long de la côte sud de la baie. Un levé gravimétrique partant de la baie aux Feuilles, dans la province du Supérieur, traversant l'Orogène du Nouveau Québec (ONQ), et finissant près de la rivière George dans le craton de Rae, a été réalisé. L'interprétation des données acquises a permis de fournir des modèles de densité. Ces modèles mettent en évidence un épaississement crustal sous l'ONQ et un amincissement sous le terrane de Kuujjuaq, à l'est de l'orogène. Alors que plus à l'est, dans le craton de Rae, une anomalie négative de quelques dix milligals est corrélée avec les extensions vers le nord de la zone de cisaillement de la rivière George (ZCRG) et du batholite de De Pas. Ces structures ont été modélisées comme deux corps peu profonds (entre 1.5 et 4 km). L'orientation des structures sur les modèles de gravité est compatible avec les réflexions plongeant vers l'est, observées le long de la ligne sismique nord de Lithoprobe; suggérant un chevauchement du craton de Rae au dessus de l'ONQ. Par ailleurs, des données satellitaires d'altimétrie ont été utilisées pour pallier à l'absence de mesures de gravité dans la baie d'Ungava. Les données satellite ont été combinées avec les mesures terrestres pour établir des cartes composites du champ de gravité au dessus de la région de la baie d'Ungava. Les nouvelles données au sol ont permis de s'assurer que les données satellite sont correctement corrélées avec les signatures des structures géologiques continentales. Des profils extraits à travers la baie, le long de la côte et sur le continent ont permis de vérifier la continuité en mer de structures majeures telle que la ZCRG. Les données de gravité associées aux données de sismique marine et à d'autres données géologiques, donnent un aperçu de l'architecture de la partie nord-est du craton de Rae et des processus tectoniques mis en oeuvre lors du développement du NE de Laurentia.

Ce mémoire présente les résultats d'une étude, portant sur les déséquilibres radioactifs dans les familles de l'uranium et du thorium, effectuée sur des sédiments quaternaires du nord ouest de l'Atlantique nord. Les teneurs et rapports d'activité U-Th ont été combinés à d'autres données: datation 14C, composition isotopique de l'oxygène et du carbone (518O et 813C), teneurs en carbonates, analyses micropaléontologiques, analyses granulométriques et composition minéralogique des argiles. Ces données permettent de présenter différents aspects du comportement géochimique de ces isotopes, en relation avec la paléocéanographie et la paléoproductivité. Les échantillons de surface provenant d'une vingtaine de carottes boîtes, répartis principalement entre le bassin de la mer du Labrador et ceux d'Irminger et d'Islande, ont été étudiés pour leur contenu en uranium et thorium ainsi que leurs rapports d'activité. La composition isotopique des sédiments actuels et holocènes du bassin de la mer du Labrador indique un mélange entre les sources détritiques proximales (érosion des masses continentales voisines), les carbonates biochimiques (pluie peltomicritique) issus de la productivité primaire (ceux-ci peuvent représenter jusqu'à 50 % du poids sec du sédiment) et les apports distaux (argiles de la dorsale). Sur la base des teneurs en Th et des signatures isotopiques (rapports d'activité 238Tj/232Th), trois sources détritiques principales peuvent être identifiées, soit une source labradorienne, une source groenlandaise et une source associée à la ride médioocéanique. Les sédiments de la mer du Labrador ont été récoltés selon un profil transverse entre Hamilton Inlet (Labrador) et le Cap Farewell (Groenland). Ce profil démontre que la proportion de chacune de ces composantes est d'abord fonction de l'emplacement géographique de la station étudiée; ceci concerne principalement les apports proximaux (Labrador et Groenland). Des études antérieures ont mis en évidence le vannage des fractions les plus fines par le sous-courant côtier de l'ouest (WBUC) au cours des périodes interglaciaires. Ainsi, la profondeur de la station et sa position relativement à l'axe de débit maximal du WBUC, affectent la proportion de la composante distale dans les sédiments (argiles de la dorsale) et par conséquent la composition isotopique du sédiment. Dans les stations étudiées, la taille granulométrique des sédiments et les concentrations des différents isotopes mesurés, notamment du thorium, sont ainsi liées. La carotte longue HU-90-013-013 (lat 58°12.59N, long. 48°22.40W, profondeur 3380) située sur le talus groenlandais couvre la période allant du stade isotopique 7 jusqu'à l'actuel. Les sédiments glaciaires (stades isotopiques 2,4 et 6) de la carotte 90-013-013 n'indiquent pas de changement de source sédimentaire au cours des épisodes correspondants et présentent un rapport d'activité 238U/232Th faible et à peu près constant. La quasi-absence de productivité primaire et donc de fixation d'uranium diagénétique ainsi que la faiblesse du WBUC nous autorisent à considérer ce rapport comme représentatif de la source détritique proximale groenlandaise. Le flux total d'uranium sédimentaire est constitué de trois composantes principales: le flux terrigène, le flux particulaire authigène et l'uranium fixé au cours de la diagénèse précoce par diffusion et précipitation sous le front rédox. Cette étude ni démontre que dans les sédiments de la mer du Labrador seulement deux composantes semblent importantes, soient l'uranium détritique et l'uranium diagénétique. Différentes approches ont permis de calculer les flux d'uranium associés à la diagénèse précoce dans le sédiment. Ici aussi, une différence importante est observée entre les stations qui sont sous l'influence du WBUC et celles qui ne le sont pas. Les sédiments holocènes de la carotte boîte 90-013-011 (lat. 58°54.85N, long. 47°05.13W, profondeur 2805), prélevée à la base du talus groenlandais, dans l'axe de débit maximal du WBUC, présentent un flux d'uranium diagénétique trois fois plus faible que les sédiments se trouvant plus bas sur le glacis. Au cours de l'intervalle 0-40 000 ans, le flux des indicateurs rédox-sensibles: l'uranium, le soufre, le manganèse et le fer répondent principalement aux paléoflux de Corg.. La carotte longue 90-013-013 présente des indices qui tendent à démontrer une mobilité post sédimentaire de l'uranium aux interfaces entre les sédiments glaciaires (oxydés) et interglaciaires (réduits). Cette mobilité est illustrée, entre autre, par un défaut croissant en 234U, devant son ascendant 238U avec l'âge du sédiment, soit en passant du stade isotopique 2 au 4 et au 6 laissant supposer un mécanisme de "relocalisation" continue à travers le temps comme l'indiquent des pics d'excès en 234U de part et d'autres des horizons glaciaires oxydés, à la transition avec les couches interglaciaires/interstadiaires englobantes. L'étude démontre aussi que les excès de 230Th mesurés dans les sédiments holocènes profonds de la mer du Labrador excèdent la production de la colonne d'eau sus-jacente d'un facteur ~7. Pendant le dernier maximum glaciaire, stades isotopiques 2 et 6, les excès rendent toutefois assez exactement compte de la production par la colonne d'eau comme l'indique les chronologies 14C et SPECMAP comparées aux inventaires de 230Th en excès. Les flux latéraux de 230Th de l'intervalle 0-40 000 ans présentent une très forte corrélation avec les flux de carbonates biogéniques liés à la production des coccolithophoridés. Il semble donc qu'en première approximation, dans les bassins sub-arctiques, les flux de 230Th puissent être un indicateur des changements de productivité primaire à travers le temps. Pour dresser un bilan du 230Th dans le bassin de la mer du Labrador, il est nécessaire de considérer des flux latéraux importants associés à un transport de moyenne et longue distance. Les modèles, en milieux marins ouverts, utilisant les excès de 230Th semblent donc inappropriés pour normaliser les flux sédimentaires dans ce bassin. Nous proposons dans cette étude que le WBUC, responsable des apports distaux fins liés à la ride médio-océanique, puisse "contraindre", en partie, les flux latéraux importants de 230Th observés dans le bassin de la mer du Labrador notamment au cours de l'Holocène.

Des déblais pétroliers du puits IVCO-10 du bloc CI-02 du bassin sédimentaire de Côte d'Ivoire ont été soumis à des études géochimiques afin de déterminer leur maturation et leur potentiel pétroligène. Des études de minéralogie des argiles et des grès ont aussi été réalisées pour déterminer les phases minéralogiques présentes, la diagenèse et la maturation subies par ces shales, la composition à la source des fragments gréseux et leur milieu de dépôts. Des roches-mères maastrichtiennes et sénoniennes ayant un bon potentiel gazigène existent dans la séquence étudiée du puits IVCO-10. Ces roches-mères sont assez riches en matière organique (COTmoy = 1,35%). Le kérogène de ces roches-mères est principalement de nature amorphe et contient beaucoup de débris de plantes supérieures et quelques foraminifères. La nature du kérogène est intermédiaire entre le type II (sapropélique) et le type III (humique). La matière organique est immature au sommet et atteint le stade de la fenêtre à huile potentielle au fond du forage (séries albiennes). L'hydrocarbure produit serait essentiellement du gaz parce que le kérogène de ces roches-mères est pauvre en hydrogène (IH max = 222 mg HC par g C.org.). Le potentiel de production est bon et est d"environ 5,1 tonnes d'hydrocarbures par mètre carré. L'analyse minéralogique des argiles a permis de déterminer par diffraction aux rayons X les minéraux argileux suivants: kaolinite, interstratifiés illite-smectite, smectite, illite et chlorite. Les taux de la kaolinite, de la smectite et d'interstratification de la smectite dans les interstratifiés illite-smectite diminuent avec l'enfouissement tandis que ceux de l'illite et de la chlorite augmentent dans le même sens. La plupart des minéraux identifiés sont d'origine détritique sauf probablement l'illite et l'illite-smectite qui sont en partie d'origine diagénétique dérivant de la smectite. La maturation atteinte par ces shales à la base du puits (séries albiennes) correspond à celle du début de la fenêtre à huile. Les études sur les grès ont permis de montrer que les déblais du puits IVCO-10 sont composés de matériel provenant d'une source extrabassinale (quartzarénite, chert, métaquartzite et gneiss quartzitique) et d'une source intrabassinale (foraminifères, glauconie et carbonate). L'abondance des grains de quartz et de fragments de roches riches en quartz indique que les roches à la source ont subi une météorisation intense sous climat tropical ni humide. L'abondance de mudstones, la présence de foraminifères et de glauconie indique que le milieu de dépôt est marin calme et peu profond probablement un milieu deltaïque. Étudiante-chercheur © Macoura KONÉ Directeur de recherche Pierre COUSINEAU Co-directeùr de recherche Rudolf BERTRAND

Le gisement de wollastonite du Canton Saint-Onge est un important dépôt de wollastonite récemment découvert dans le complexe anorthositique du lac Saint-Jean (CALSJ). Ce gisement est interprété comme un skarn, mais les plutons possibles pour sa formation restent encore inconnus. Le gisement s'est développé dans les paragneiss situés dans le couloir de la zone de cisaillement du Lac Saint-Jean-Pipmuacan (ZCLSJP) qui coupe le CALSJ. Cette zone contient plusieurs plutons déformés ou non qui peuvent être associés au CALSJ (et sa fameuse suite AMCG). Les zircons trouvés dans les poches pegmatitiques dans les anorthosites indiquent un âge de cristallisation de 1137 ± 3 Ma, mais toutes les fractions de zircons sont discordantes. Si on suppose qu'une perte de plomb s'est produite à cause de la mise en place des plutons tardifs, alors l'âge des roches serait de 1159 ± 3 Ma, cet âge est semblable à celui des anorthosites de la partie sud (1157 Ma, 1142 Ma). Le Granite de Du Bras possède une forme lenticulaire, il est parallèle à la ZCLSJP, il est toujours en contact avec les anorthosites et il est considéré comme un granophyre qui est généré par la fusion des roches paragneissiques hôtes suite à la mise en place des anorthosites. L'âge U/Pb des zircons du Granite de Du Bras de 1148 ± 5 Ma est cohérent avec cette idée. La phase grossière de ce granite montre une forte foliation parallèle à la ZCLSJP tandis que sa phase fine est légèrement déformée. Ceci suggère que l'âge de ce pluton serait aussi l'âge d'une phase du mouvement de la ZCLSJP. Les paragneiss qui contiennent la wollastonite ne possèdent pas de zircon, mais la titanite donne un âge de i 160 ± 20 Ma, cet âge est identique à celui du Granite de Du Bras, ceci indique que ce pluton pourrait être la source des fluides siliceux qui sont responsables de la genèse du gisement de wollastonite. L'événement magmatique tardif est matérialisé par la mise en place du Granite d'Astra et le dyke pegmatitique à amazonite (1028 Ma). L'absence d'une déformation à l'état solide dans cette unité indique que le mouvement de la ZCLSJP a dû cesser quand le pluton s'est refroidi. L'étude géochimique réalisée a démontré que le Granité de Du Bras est un granite appartenant à la série sub-alcaline. Ce granite est fractionné (diagrammes de Harker). L'étude des diagrammes de Maniar et Picolli (1989) et de Pearce (1984) a montré que ce granite s'est mis en place dans un environnement géotectonique de type intra-plaque. Cette même étude a démontré que le Granite d'Astra appartient à la série sub-alcaline. Sur les diagrammes de Harker, le granite d'Astra se positionne dans le domaine des granites fractionnés. L'étude des diagrammes de Maniar et Picolli (1989) et de Pearce (1984) pour le granite d'Astra montre que ce granite s'est mis en place dans un environnement géotectonique intra-plaque. L'étude des lames minces des différentes intrusions situées dans la région nous a permis de conclure que les anorthosites du Canton Saint-Onge et le granite de Du Bras sont déformés à l'état magmatique et solide, le granite d'Astra est déformé à l'état magmatique seulement et les roches calcosilicatées sont déformées à l'état solide. L'étude géochronologique, géochimique et pétrographique, nous a permis de conclure que le granite de Du Bras est responsable de la formation du gisement de wollastonite dans la région. Ces mêmes études nous ont permis de connaître une période de l'activité de la zone de cisaillement du Lac Saint-Jean Pimpuacan.

Le Pluton granitique Wuluma, qui est le résultat de la fusion partielle des roches encaissantes, se situe dans la partie ouest des Wuluma Hills qui sont inclus dans le Complexe Métamorphique Strangways (SMC), en Australie Centrale. Une cartographie détaillée à l'intérieur de ces migmatites a permis de distinguer trois fabriques planaires reliées à deux événements tectoniques et principalement quatre unités lithologiques. Un premier événement tectonique, le Strangways précoce (1780-1770 Ma), a provoqué une importante foliation gneissique S[. Un deuxième événement tectonique, le Strangways tardif (1749 Ma), a premièrement engendré un plissement isoclinal F2. La fin du Strangways tardif est caractérisé par le développement de zones de cisaillement majeures d'orientation NW accompagnées d'un clivage de plan axial S3 orienté NW, qui est le résultat du plissement F3, responsable du patron des structures régionales dans les Wuluma Hills. La fusion partielle s'est développée de façon synchrone avec le plissement F3, à des conditions de 850-900°C pour une pression de 6 kbar. Les leucosomes, géochimiquement similaires avec le granite Wuluma, sont dérivés des gneiss quartzofeldspathiques, qui forment l'unité lithologique la plus abondante. Les autres unités lithologiques observées sont principalement les unités compétentes (de composition intermédiaire) et le matériel résiduel. Le magma issu de la fusion partielle a migré le long d'une variété de structures (plan axial, fractures, contours de boudins) principalement reliées à l'événement de déformation F3, qui a également contrôlé la migration du magma. L'accumulation du magma prend place dans les zones de faible pression reliées à la déformation locale et régionale, particulièrement là où il y a de grandes différences de compétence. La cartographie détaillée a également démontré une continuité entre l'accumulation du magma à petite échelle (dans les migmatites), les plutons granitiques d'échelle hectométrique et le granite Wuluma d'échelle kilométrique. De plus, tous les corps granitiques sont le résultat d'une mise en place progressive d'une série de dykes granitiques séparés par des schleirens mafiques représentant la roche encaissante et présentant des structures similaires à celles retrouvées dans les migmatites. Donc, dans les Wuluma Hills, le pluton Wuluma est le plus gros d'une série de corps granitiques qui résultent de l'accumulation progressive du magma extrait des migmatites adjacentes.

La Formation de Beauceville, du Groupe de Magog, est principalement constituée de mudslate graphiteux à graptolites qui constituent des sédiments de fond et des roches volcanoclastiques déposés dans un bassin avant arc durant l'Ordovicien. Les roches volcanoclastiques, de la région de Beauceville, leur transport et leurs mécanismes de dépôt sont encore mal connus globalement. En se basant sur les structures sédimentaires, la composition, la granulométrie et les textures délicates, quatre faciès distincts ont été identifiés. Le faciès A de tuf-tuf à lapilli massif se divise en deux sous-faciès: i) le tuf à lapilli massif (TLM) mesure entre 2-5 m, est pauvre en particules fines et est massif ou granoclassé et ii) le tuf riche en cristaux massif (TCM) mesure entre 1-11 m, est pauvre en particules fines et possède un granoclassement normal ou inverse. Le faciès B de tuf-tuf à lapilli rubané et laminé se divise en deux sousfaciès: i) le tuf à lapilli rubanné (TLR) mesure entre 0,5-1 m, est pauvre en particules fines et est composé de rubans de 5-40 cm d'épais avec un granoclassement normal mal développé et, ii) le tuf riche en cristaux rubané et laminé (TCRL) mesure entre 1-10 m, est pauvres en particules fines et montre des rubans de 5-10 cm avec un granoclassement normal et des laminations parallèles. Le faciès C de tuf à grains plus fins massif (TFM) est composé de lits de 0,4-5 m d'épaisseur qui sont riches en échardes de verre. Le faciès D de tuf à grains plus fins laminés (TFL) forme des lits de 1 -7 m et est composé de laminations parallèles grisâtres et blanchâtres de 2 mm-6 cm d'épaisseur riches en échardes de verre. Les quatre lithofaciès sont organisés en deux assemblages de faciès distincts qui montrent une séquence à double classement bien définie. L'assemblage 1 comprend TCM- >TCRL->TFM->TFL et mesure 28 m alors que l'assemblage 2 comprend TLM->TLR- >TCM->TCRL->TFL et mesure 24 m. Ces deux assemblages reposent sur les sédiments de fond. Ils pourraient être des équivalents latéraux ou verticaux. En se basant sur la distribution de la granulométrie des deux assemblages, l'assemblage 1 aurait un caractère plus distal que l'assemblage 2. L'abondance des constituants à textures délicates, comme les échardes de verre et les ponces, dans les deux assemblages, le bon tri des constituants et l'absence d'interlits de sédiments de fond ainsi que le double classement des séquences indiquent une sédimentation directe à partir d'une colonne d'éruption explosive qui était probablement sous-marine de type phréatomagmatique ou phréatoplinien. Des écoulements partiellement laminaires auraient produit le tuf-tuf à lapilli massif (faciès A), tandis qu'un écoulement plus turbulent aurait produit le tuf-tuf à lapilli rubanné et laminé (faciès B). Les tufs massifs et laminés (faciès C et D) se formeraient au stade final de l'éruption à partir soit de retombées pyroclastiques, soit de turbidites de cendres résultant du vannage des particules fines de coulées initiales à forte concentration.

II est reconnu que l'excavation d'ouvertures souterraines dans les massifs rocheux provoque des phénomènes de perturbation du champ des contraintes naturelles en périphérie des ouvrages. Ces phénomènes de perturbation sont principalement caractérisés par la formation de zones de compression et de zones de relâchement, accompagnées d'une variété de déplacements radiaux, tangentiels ou en cisaillements. Dans le but d'évaluer l'effet potentiel des perturbations du champ des contraintes sur la conductivité hydraulique des massifs rocheux fracturés, on a effectué des simulations tridimensionnelles par éléments fiais du champ de contraintes en périphérie de certaines galeries situées au niveau 300 (mètres) de la mine Niobec (St-Honoré, Québec). Le modèle utilisé prend en considération un milieu rocheux homogène, parfaitement élastique et isotrope, dans lequel différentes géometries de galeries ont été soumises au champ des contraintes naturelles (anisotrope) de la mine. Les résultats de simulation ont été intégrés dans un modèle reliant l'ouverture, la fermeture ou le glissement sur les plans de fracture avec la conductivité hydraulique des joints. Une première approche dans l'évaluation des résultats de simulation consiste à évaluer l'effet de la contrainte moyenne ou de confinement (0m=(0j+02+C%)/3) sur l'ouverture ou la fermeture des fractures. La seconde approche consiste à évaluer la possibilité d'ouverture ou de fermeture sur des fractures en fonction de leur orientation par rapport aux tenseurs des contraintes principales. Cette seconde approche comprend aussi une méthode d'analyse adaptée de Jaeger & Rosengren (1969), qui consiste à évaluer la possibilité de glissement sur des plans de fractures. Les résultats concernant les variations possibles de conductivité hydraulique obtenus des modèles ont été comparés à des profils de pression et de conductivité hydrauliques mesurés le long de trois forages, réalisés en bout de galerie (niveau 300 m). Ces résultats suggèrent que les variations de contraintes observées en périphérie des galeries ne peuvent expliquer à elles seules les profils anomaliques de conductivité et de pression hydraulique mesurés dans ces forages.