Les latérites nickélifères de Musongati sont situées à l'est du Burundi (Afrique centrale). Elles se sont développées sur un complexe rocheux qui s'étend sur une unité ultramafique de ~ 29 km2 et une unité mafique de ~ 26 km2. Le complexe de Musongati s'inscrit dans un éventail plus large de roches mafiques et ultramafiques, formant un linéament continu de direction NE-SO, depuis le sud du Burundi jusqu'au lac Victoria. L'objectif principal de cette étude était de comprendre les processus à la base des concentrations élevées en éléments du groupe du platine (EGP) dans les horizons latéritiques de Musongati. Une centaine d'échantillons récoltés sur des forages orientés verticalement, dans les unités dunitique et péridotitique, ont été analysés pour les éléments majeurs et traces. Quatre des forages échantillonnés ont atteint la roche-mère (RM) sur 60 à 100 mètres de profondeur, et recoupent les cinq principaux horizons du profil latéritique: le sol latéritique (SL), la cuirasse (CU), la ferralite (FE) et la saprolite (SA). Les résultats de l'investigation pétrographique et géochimique montrent que les roches-mères des latérites nickélifères sont des dunites, des harzburgites et des péridotites à plagioclase. Les phases cumulus dans les dunites et les harzburgites sont l'olivine, la chromite et les sulfures. Dans les péridotites à plagioclase, les phases cumulus sont l'olivine, la chromite, les sulfures et le plagioclase. L'Au, le Cu, le Pd, le Pt et le Rh sont principalement contrôlés par les sulfures, alors que l'Ir, et possiblement le Ru et l'Os sont contrôlés en partie par les sulfures, mais aussi par les spinelles chromifères et l'olivine. Ainsi, la concentration des EGP dans les profils latéritiques est directement l'héritage de la roche-mère ultramafique. La présente étude suggère que la formation du profil latéritique de Musongati est le résultat d'un long processus d'altération intense et itérative des roches ultramafiques, sous les conditions subtropicales, suivant une dynamique essentiellement verticale, régulée par le régime des eaux souterraines. Les fluides latéritisants récents empruntent les mêmes itinéraires que ceux qui les précèdent, ou préparés par les altérations plus anciennes. Le front d'altération progresse au sein de la RM de haut en bas, et avec le temps, chaque horizon se développe au détriment de l'horizon sous-jacent. Les teneurs en éléments des terres rares (REE) de la RM totale, normalisées par rapport aux chondrites, montrent des spectres horizontaux. Les spectres des teneurs en éléments du groupe du platine (EGP), Ni, Cu et Au, normalisées par rapport au manteau (nm), montrent une pente positive, avec des rapports Pd/Irnm=29-44 et Ni/Irnm=l-3. Le niveau, l'allure et la pente des spectres des EGP et des REE dans la RM sont en accord avec un magma parent riche en MgO et d'affinité tholéiitique. Les horizons latéritiques montrent des spectres des REE et des métaux profondément modifiés par les processus supergènes. On observe une tendance généralisée d'enrichissement par rapport à la roche-mère des terres rares légères (LREE) le long du profil latéritique. Le Ce se distingue par son anomalie négative dans la SA, et son anomalie positive dans la FE, la CU et le SL, affichant un pic positif au niveau de la CU avec un rapport Ce/Ce* de 9.22 (Ce* = concentration virtuelle du Ce entre les concentrations de La et de Sm normalisées aux chondrites). Le Ce^+ peut alors être interprété comme étant successivement soluble et en partie oxydé en Ce^+ qui est préférentiellement précipité dans les phases secondaires d'altération par rapport aux autres REE trivalents. Les EGP dans la RM et dans la SA montrent des spectres normalisés par rapport au manteau semblables, suggérant un enrichissement résiduel. Cependant, leur inertie chimique est mise à rude épreuve dans les niveaux de surface, et particulièrement dans la CU, au niveau de laquelle on observe une anomalie négative du Pd et des anomalies positives du Pt et de l'or. Les rapports Pt/Pt*, Pt/Pd et Pt/Au montrent des maxima dans la CU de l'ordre de 3.92, 4.6 et 6.02 respectivement (Pt* = concentration normalisée du Pt entre les concentrations du Pd et du Rh normalisées au manteau). Les calculs de bilans de transfert de masse selon les méthodes de Gresens (1967), Nesbitt (1979), Brimhall et al (1991), Maclean et Barrett (1993) ont été effectués sur tous les horizons latéritiques en utilisant l'Ir et/ou le Ti comme éléments immobiles. Les résultats montrent que le Ce et la La sont ultra-enrichis dans la CU et le SL (gains de masse >100C%), enrichis dans la FE et la SA (gains de masse >100%). Les terres rares lourdes (HREE) se montrent toujours moins enrichies par rapport aux LREE dans tous les horizons latéritiques. Les calculs des transferts de matière pour les EGP montrent qu'ils peuvent être lessivés du SL, car ils enregistrent des pertes de l'ordre de 50%, même en utilisant l'Ir comme élément immobile. Le Pt et l'or marquent des maxima d'enrichissement dans la CU avec des gains parfois supérieurs à 500%, tandis que le Pd enregistre au même moment des pertes de plus de 50%. Une expérience à partir des procédés d'extraction chimique séquentielle des éléments a été effectuée sur 5 échantillons provenant du SL, de la CU, de la FE, de la SA et de la RM du forage 247. L'étude avait pour but de comprendre a) les formes chimiques et liaisons qui régissent les EGP, Au et Re dans les horizons latéritiques, suivant la matière à laquelle ces métaux sont associés, et b) les conditions sous lesquelles ils sont mis en solution ou précipités. Les résultats montrent que les EGP sont immobiles dans la roche-mère. L'or, le Pd, et le Pt sont mobilisés dans tous les horizons latéritiques, suivant l'intensité décroissante Au»Pd>Pt. Le Rh n'est mobilisé que dans la SA, et rarement dans la FE, sous les conditions oxydo-réductrices extrêmes. L'Ir et le Ru sont pratiquement immobiles. L'Os n'a pas pu être analysé. Ainsi, la latéritisation conduit à la redistribution des REE, EGP, Ni, Cu et Au. La redistribution se fait à travers une série de transformations successives des masses minérales de la roche-mère, sous une dynamique essentiellement verticale, en passant par la complication ou la simplification des édifices des minéraux secondaires, formés à partir des éléments individualisés, pouvant conduire à la sorption d'éléments complémentaires des solutions aqueuses. La désintégration différentielle des minéraux conduit probablement à la formation des différents colloïdes (colloïdes argileux, les colloïdes de fer, les colloïdes d'hydroxydes de Mn,...), ayant des degrés différents de sorption sélective. Les effets des différents ligands (la matière organique, les thiosulfates, les complexes hydroxylés) se sont probablement superposés aux effets d'adsorption. Les différences d'enrichissement entre les horizons est probablement le résultat des variations des barrières physico-chimiques, liées aux changements des conditions alcalino-acides et d'oxydo-réduction, intrinsèquement associées à la formation des sols.

Le gisement d'or étudié est encaissé dans la partie ouest de la granodiorite de Tiouit d'âge protérozoïque moyen à supérieur (entre 750 et 650 Ma?). La granodiorite est mise en place dans une série volcanosédimentaire du protérozoïque inférieur et fait partie de la boutonnière de Boumalne-n-Dades au nord-est de Jbel Saghro, au sud du Maroc. L'objectif ultime est d'établir la genèse du gisement et de déterminer les associations minéralogiques en équilibre avec les fluides minéralisateurs. Ceci afin de mettre en évidence les conditions chimiques et thermodynamiques du transport et du dépôt des sulfures et de l'or. La granodiorite est mise en place sous une pression de 171±60 MPa et elle est affectée par une microbréchification intense par endroits. Elle fait partie d'une série de roches intermédiaires à felsiques de nature calco-alcaline de type-I et elle appartient à un environnement volcanoplutonique relié à une zone de subduction durant l'orogenèse panafricaine (Anti-Atlas oriental). La granodiorite, qui affiche une déformation cassante, est traversée par des dykes tardifs (postérieurs à la minéralisation) de natures et d'âges différents. Elle a subi plusieurs stades d'altération: une altération autométamorphique, une large altération hydrothermale et une manifestation supergène. Les altérations sont traitées en détail, car la succession et la coexistence des phases minérales néoformées fournissent de précieuses indications sur les conditions physico-chimiques du dépôt des minerais. En effet, trois zones concentriques (nord, centrale et sud) ont été identifiées autour de la minéralisation d'or et des sulfures. La zone nord est largement chloritisée, la zone centrale est caractérisée par de la chlorite et de l'hématite en proportions égales, par contre l'hématite est dominante dans la zone sud, toujours en présence de chlorite. La muscovite prend des proportions importantes dans les corps minéralisés au sein de cette dernière zone et en moindre mesure dans les autres zones. Les trois zones en exploitation sont affectées par une altération potassique, une large chloritisation-hématitisation et une altération phylliteuse. La répartition spatiale et chronologique est relativement complexe. Néanmoins les traces de l'altération potassique sont observées aux bordures des veines et dans les épontes de la minéralisation. La chlorite omniprésente à côté de l'hématite. Les minéraux argileux sont très abondants localement dans les trois zones. L'altération phylliteuse caractérisée par l'association chlorite-muscovite-pyrite, se superpose aux deux autres types d'altération. L'hématite et le quartz accompagnent probablement les trois types. L'étude des échanges de matière au cours de l'altération nous a amené à mettre au point une méthode graphique nouvelle permettant de lire directement les pourcentages des pertes et des gains des espèces durant le métasomatisme donné de la roche. Cette nouvelle méthode se base sur une modification de la méthode de Grant (1986) et l'assise mathématique est construite sur une nouvelle équation complémentaire aux équations de ce dernier. Deux étapes de minéralisation furent identifiées: i) une minéralisation primaire, liée à l'altération potassique (au sein et sur les bordures des corps minéralisés) et quelques aspects de l'altération propylitique (principalement vers l'extérieur des corps minéralisés), représentée par la pyrite, l'arsénopyrite, la magnétite et probablement la chalcopyrite et l'or; ii) une minéralisation tardive, constituée de: chalcopyrite, pyrite, sphalerite, galène, tennantite-tétrahédrite, argentite (rare), rutile et or-argent (électrum). Cette dernière minéralisation est liée à une altération phylliteuse très intense. Une manifestation supergène chevauche une partie de deux précédentes, elle est concrétisée par des minéraux comme la covellite, la malachite, l'azurite, la goethite et l'hématite qui remplace la magnétite. Une relation spatiale étroite entre les corps à minéralisation importante et les zones d'altération intense (chlorite-hématite-muscovite) dans le gisement aurifère de Tiouit a été constatée. Au cours de l'altération phylliteuse qui devient prédominante, la pyrite non cataclasée et la chalcopyrite (dans les fractures de la pyrite) sont les deux minéraux sulfurés prépondérants. À partir des associations minérales des silicates néoformés et des minéraux métalliques, nous avons déduit un intervalle de température d'altération et de minéralisation d'environ 250°C à 300°C. Par ailleurs, l'étude des inclusions fluides nous révèle des températures minimales d'homogénéisation de 180°C à 250°C. Nous avons identifié deux types de fluides minéralisateurs: l'un d'une salinité modérée et l'autre avec salinité plus élevée. La synthèse et l'interprétation de l'ensemble de nos données sur le gisement d'or de Tiouit nous ont permis également, de faire un rapprochement de ce dernier avec quelques gisements de la Cordillère de l'Amérique du nord qui se manifestent au-dessus d'un système de porphyre cuprifère probablement profond.

La formation de Beaulieu Rapids est une séquence sédimentaire de 0,2 à 1 km d'épaisseur située au centre-sud de la Province structurale de l'Esclave. La formation représente un bassin en décrochement archéen qui s'est développé le long d'une faille majeure de direction NS. Des petits plutons de porphyres quartzo-feldspathiques à hornblende sont localisés le long de la zone de faille. Des datations U-Pb sur zircons donnent un âge approximatif de 2.6 Ga pour ces plutons. La présence de fragments de porphyres dans les conglomérats indique que la formation de Beaulieu Rapids doit conséquemment être plus jeune que cet âge. La marge ouest du basin est caractérisée par une discordance que sépare la ceinture volcanique de Rivière Beaulieu de la succession sédimentaire. Des failles NE tardives sont présentes sur les bordures nord et sud du bassin. Structuralement, la formation est caractérisée par une foliation pénétrative NNE et par des plis en échelons dont l'orientation dominante est aussi NNE. Les plis se présentent sous la forme d'une alternance d'anticlinaux et de synclinaux localisés majoritairement dans la partie nord du bassin. Dans ce secteur, la direction de la polarité change rapidement alors que dans la partie sud du bassin les lits sont de direction nord avec une polarité généralement vers l'est. Quelques lits sont renversés mais les lits normaux sont plus communs. Les roches sédimentaires du bassin de Beaulieu Rapids montrent deux cycles positifs qui indiquent un contrôle tectonique sur la sédimentation. Le premier cycle est représenté par l'association de faciès du conglomérat I (CFA-I: Conglomerate faciès association I) et le faciès de siltstone-grès sus-jacent (SSFA: Siltstone-sandstone faciès association). L'association de faciès du conglomérat II (CFA-II: Conglomerate faciès association H) et l'association de faciès de grès riche en quartz (QSFA: Quartz-rich sandstone faciès association) qui se trouve juste au-dessus forment ensemble le second cycle de dépôt. Le CFA-I regroupe un conglomérat à cailloux et galets massif à stratifier et un conglomérat à support de matrice. Le premier est caractérisé par des conglomérats massifs à faiblement stratifiés (faciès Gm) et à lits entrecroisés en forme de fosse (Gt) à support de fragments, des conglomérats massifs à support de matrice (Gms), une unité mineure de grès à stratifications horizontales (faciès Sh) et entrecroisées (faciès St, Sp) et une argilite (FI). Localement, les galets deviennent imbriqués et montrent une composante d'écoulement NE prononcée. Le conglomérat massif à stratifié à cailloux et galets se compose des faciès Gm, Gt, Gp, St, Sh et Sp. Le CFA-I a été déposé par coulées de débris (Gms), courants de traction (Gm-Gt-St-Sp-Sh) et coulées en feuillets respectivement sur les portions proximale, médiale et distale du cône alluvionnaire. L'association de faciès du siltstone-grès contient une sous-unité dominée par des grès et caractérisée par les faciès Sp, St, Sh et FI qui se sont formés en raison de la migration des dunes et dépôts de levée dans un environnement de plaine sableuse avec des étangs locaux. Trente-six mesures de lits entrecroisés en forme de fosse provenant de la partie sud de la région ont été prises pour l'analyse de paléocourrants. Ces mesures indiquent que l'écoulement, de façon générale, a été unimodal et parallèle au bassin. Une sous-unité dominée par le siltstone contient des exemples bien préservés de rides de vagues asymétriques (FI), de lits granoclassés et de structures d'échappement d'eau. Ces structures sédimentaires se sont développées pendant une sédimentation de sable dans un environnement lacustre. Le soulèvement résultant d'une reprise de l'activité tectonique est responsable du CFA-II qui comprend les faciès Gm, Gt, St et Sh. Cette unité faciès est interprétée comme s'étant formée en bancs longitudinaux pendant l'activité de traction de fond avec la migration prononcée des dunes dans un environnement proximal de rivières tressées. Les structures sédimentaires du faciès d'association de grès riches en quartz (QSFA) le plus élevé dans la séquence incluent les faciès St, Sh, Sp et FI en plus des surfaces d'érosion (Ss) et des lits de cailloux (Gm). Ces caractéristiques suggèrent une migration des dunes prononcée, un dépôt mineur de lamines de boue et un remplissage des surfaces chenalisées dans un environnement de rivières tressées à gradient faible mais à haute énergie. Trente-trois mesures de lits entrecroisés en auge pour l'analyse de paléocourrant montrent que l'écoulement était unimodal vers le Nord et donc parallèle au bassin. Le comptage de points de grès effectués sur les associations SSFA et QSFA révèle que le quartz est le minéral terrigène dominant, représentant 73% des composants. Le plagioclase et le feldspath potassique combinés et les fragments lithiques représentent respectivement 14% et 13%. Le quartz est majoritairement polycristallin, ce qui signifie que le roche source était proximal au bassin sédimentaire puisque le quartz pollycristallin est diminué plus rapidement que les autres variétés. De plus, les grès ne sont pas d'origine multicyclique car le quartz monocristallin devient dominant avec les cycles sédimentaires successifs. Les roches plutoniques fournissent typiquement des proportions considérables de quartz polycristallin aux sédiments. Le plagioclase est beaucoup plus commun que le feldspath potassique et les fragments lithiques sont représentés de façon importante par des grains plutoniques et de façon mineure par des membres sédimentaires et volcaniques. Les grès de la formation de Beaulieu Rapids se retrouvent dans le champ d'orogenèse recyclée dans les diagrammes ternaires QmFLt et QFL, ce qui est typique des bassins tardifs. La prédominance des fragments lithiques sur le diagramme QmFLt résulte de la catégorisation du quartz polycristallin en tant que fragment de roche. Un influx rapide et élevé de sédiments dû au tectonisme, un taux de sédimentation élevé causant un enfouissement rapide ainsi qu'une distance de transport limitée sont les facteurs responsables du haut pourcentage de fragments lithiques dans les grès. Le quartz polycristallin est regroupé avec le quartz monocristallin dans le pourcentage total de quartz (Q) sur le diagramme QFL ce qui résulte en un pourcentage faible des fragments lithiques. Ceci suggère que la formation a été déposée dans des conditions climatiques humides parce que les minéraux labiles dans Lv et Ls sont soustraits préférentiellement par l'érosion dans les climats humides contrairement aux climats arides. Le comptage de fragments des CFA-I et CFA-II présentent des résultats similaires à ceux obtenus à partir du procédé de comptage de point. Les fragments plutoniques et volcaniques mafïques dominent avec 38% et 42.5% respectivement alors que les volcaniques felsiques (<11%), le quartz (<8%) et les fragments sédimentaires (<0,5%) sont des composants mineurs. La région source des roches sédimentaires de la formation de Beaulieu Rapids regroupe le Complexe Gneisso-Plutonique de Sleepy Dragon, les roches volcaniques de Rivière Beaulieu, les plutons de porphyre en marge du bassin et la succession sédimentaire elle-même. La présence de fragments de roches sédimentaires dans le faciès d'association du cycle II implique le cannabalisme des sédiments du cycle I lors de la reprise de l'activité tectonique. Le bassin de Beaulieu Rapids est comparable aux bassins de décrochement modernes qui se forment le long des zones de faille majeures en terme de géométrie du bassin, des contacts de faille et de discordance, des unités lithologiques et enfin, de la succession et de l'organisation des faciès sédimentaires. Des exemples modernes de bassin de décrochement sont: (1) le bassin Hanmer, faille de Hope, Nouvelle-Zélande, (2) le Hazard Lake, faille d'East Anatolian, Turquie, (3) le bassin Ridge, faille de San Andreas, États-Unis, (4) le bassin Nadi, faille de Sovi, Fiji, (5) le bassin Kuji, faille de Taro, Japon et (6) le bassin Little Sulfur Creek, faille de Maacama, États-Unis. La faille majeure (>300 km de long) le long de laquelle le bassin de décrochement de Beaulieu Rapids s'est développé est aussi caractérisée par une autre séquence sédimentaire qui démontre des caractéristiques lithologiques et structurales semblables. La formation de Keskarrah, située approximativement 300 km au nord de la formation de Beaulieu Rapids a récemment été interprétée comme représentant un bassin en décrochement. Plusieurs autres successions sédimentaires localisées le long du linéament NS incluent les formation de Jackson Lake (<2605Ma), le Conglomérat Kaycee (<2600Ma) et le Conglomérat James Falls (<2600Ma). Ces bassins contemporains tardi-orogéniques sont indicatifs d'un mouvement de plaque horizontal attribué parfois à des processus reliés à la subduction. Des bassins de molasse de cette nature se développent habituellement pendant la dernière phase d'accretion des terranes et peuvent ainsi représenter des mouvements tardifs sur une zone de suture archéenne.

La Formation de Rivière Ouelle est principalement constituée de roches à grain fin, communément appelées pélites. Cette formation, qui appartient à l'Ordovicien inférieur, affleure sur une grande distance puisqu'elle est présente de la pointe de la Gaspésie jusqu'à la ville de Québec. Les roches de cette formation se sont déposées à un moment critique de l'évolution tectonique des Appalaches du Québec. Antérieurement à cette formation, tous les sédiments dérivaient de l'érosion du craton Laurentien situé au nord (coordonnées actuelles). Ils se sont déposés le long de la marge passive de Laurentia au cours de l'expansion de l'océan Iapetus. Par après, ils proviendront tous de l'érosion de la chaîne taconienne en érection, sise en direction opposée, et se déposeront le long d'une marge active. L'étude porte sur 32 échantillons provenant de 3 sections de cette formation situées respectivement dans les régions de Rivière-du-Loup, Rimouski et Grosses-Roches-Les Méchins. L'assemblage minéralogique global, tel que déduit des deux méthodes minéralogique et chimique, est formé d'abord de minéraux argileux, tels que illite/smectite, chlorite/smectite avec illite et chlorite discrètes; et des minéraux non argileux, tels que quartz, albite, hématite, dolomite, calcite, et de quelques minéraux accessoires, tels que le zircon, la pyrite et probablement l'apatite ou "une espèce apatitique". L'analyse minéralogique révèle une distribution des minéraux argileux et non-argileux remarquablement uniforme en fonction de la position stratigraphique (profondeur). Tandis que la distribution latérale montre un enrichissement relatif en illite/smectite (surtout du polytype de type 2M1 d'origine détritique) dans la région de Rivière-du-Loup et en chlorite/smectite et en carbonates dans la région des Grosses-Roches-Les Méchins. La région de Rimouski occupe une place intermédiaire. De plus, les pélites rouges abondent dans la région de Rivière-du-Loup alors que les pélites noires et vertes abondent à l'est. Les données de cristallinité de l'illite suggèrent un degré de métamorphisme plus important à l'ouest qu'à l'est. Ceci pourrait expliquer les différences latérales de composition (transformation de smectite en illite/smectite et illite plus chlorite), bien qu'un changement de source ne puisse être exclus. La nature de la distribution des données chimiques indique la présence d'une seule population principale. Les regroupements d'éléments selon la base de leur corrélation suggèrent la présence de minéraux felsiques, de carbonates, de sulfures, de minéraux enrichis en Terres Rares, comme le zircon, et en fer. Les minéraux mafiques ne semblent contribuer que faiblement. Les résultats de calculs de minéraux normatifs supportent ces conclusions. La distribution des éléments chimiques majeurs et traces confirme les différences latérales de composition (teneurs élevées en Al et en Fe dans les pélites rouges à l'ouest et en Mg et Ca dans les pélites vertes et noires à l'est). Divers rapports d'éléments, les valeurs élevées du CIA et l'emploi de diagrammes ternaires, tels que La-Th-Sc et Al-CN-K, reflètent une météorisation relativement rigoureuse et la dominance d'une source granitique ancienne. Les corrélations négatives à faiblement négatives entre mg (de Niggli) et les éléments traces Co, Ni, et Cr indiquent l'absence d'une source ophiolitique. L'environnement tectonique serait celui d'une marge passive surtout ou d'une marge continentale active. Les données suggèrent donc une provenance similaire à celle des pélites plus anciennes des Appalaches du Québec pour des pélites de la Formation de Rivière Ouelle. Une source volcanique et une source de plate-forme calcaire seraient présentes à l'est. L'importance de la source volcanique et ophiolitique est bien moindre que ce qui est noté dans la Formation sus-jacente de Tourelle. Une collision plus hâtive et plus prononcée au NE aurait aussi comme conséquence de soulever et d'éroder la plate-forme calcaire et l'arc volcanique dans cette région, ce qui y favoriserait une sédimentation détritique calcaire et volcanique plus importante.

Des quantités appréciables d'or ont été trouvées dans des formations de fer métamorphisées du complexe d'Ashuanipi au nord-ouest de Schefferville. Le complexe est formé à cet endroit de métatexite (paragneiss, orthogneiss, gneiss mafique et formations de fer) où se sont injectées des diatexites (plutons granodioritiques à tonalitiques plus ou moins homogènes). L'indice d'or du Lac Lilois, le sujet principal de cette thèse, se trouve dans une formation de fer près du contact avec une tonalité. La formation de fer métamorphisée est composée de quartz, de grenat et d'orthopyroxène grossiers comme phases majeures. L'or se retrouve dans des arséniures (arsénopyrites et loellingite) en contact avec des sulfures (majoritairement de la pyrrhotine). L'altération principale associée à la minéralisation est du clinopyroxène. Le paragneiss encaissant la formation de fer est un grauwacke métamorphisé et migmatisé composé de plagioclase, de quartz, de biotite, de grenat et d'orthopyroxène. Les paragénèses progrades indiquent que le faciès granulite a été atteint. Ces assemblages progrades se sont formés à 775°C et 0,73 GPa. Les principaux assemblages rétrogrades se sont formés jusqu'à 650°C et 0,47 GPa. Les roches sédimentaires et les formations de fer se sont déposées dans un prisme accrétionnaire le long d'une marge continentale active. Ceci est basé sur 1) la composition chimique des roches sédimentaires (grauwackes et shales) et en particulier leurs rapports La-Th-Sc, 2) leurs vitesses élevées d'enfouissement et d'exhumation, 3) la géochimie des formations de fer et en particulier la grande quantité de titane, d'aluminium et d'éléments terres rares dans celles-ci, 4) le type de plutonisme et 5) le type de minéralisation aurifère. Les textures à l'intérieur des arséniures et des sulfures, leurs relations avec la minéralogie hôte ainsi que les conditions P-T des assemblages associés à la minéralisation indiquent une déposition des arséniures/sulfures synmétamorphique. Ainsi il est remarqué que la majeure partie de l'or visible précipite au contact loellingite/arsénopytite lors de la sulfurisation de la loellingite. Cependant les indications P-T provenant des inclusions fluides ainsi qu'une certaine altération des assemblages associés à la minéralisation des phases opaques suggèrent que l'épisode minéralisateur s'est poursuivi jusqu'au faciès amphibolite. L'évidence d'une minéralisation syn-métamorphique au faciès granulite associée à des caractéristiques géochimiques typiques des gîtes d'or des ceintures de roches vertes nous permet d'inclure l'indice d'or du Lac Lilois à la partie la plus profonde d'un système minéralisateur d'échelle crustale. Ces modèles globaux et la notion de continuum crustal pour les minéralisations aurifères archéennes sont de plus en plus considérés. Il existait cependant peu d'exemples de minéralisations profondes possédant les caractéristiques requises pour les indurés dans de tels modèles. Les résultats de cette thèse impliquent également que la majorité des caractéristiques, que la signature géochimique et qu'une partie de l'or proviennent de la croûte profonde (possiblement même du manteau supérieur) et ne résultent pas du lessivage des roches de niveau supérieur.

Les méthodes traditionnelles de production des inventaires forestiers s'avèrent peu performantes pour satisfaire à la demande et aux besoins sans cesse grandissants dans un contexte de mondialisation des marchés. Comme les images satellitaires ont encore une résolution trop limitée pour la réalisation d'une cartographie forestière détaillée, les images aéroportées de haute résolution permettent effectivement de rencontrer de plus en plus ces exigences. L'objectif de l'étude est de vérifier, par l'intermédiaire de l'imagerie numérique aéroportée, la faisabilité, l'exactitude et la précision pour la réalisation cartographique des espaces forestiers en contexte boréal. Cette nouvelle technologie permet une cartographie forestière très précise, et ainsi une meilleure connaissance des stocks ligneux. Le but ultime de l'étude est effectivement de tester une méthode pour accroître la précision des inventaires forestiers. Les images aéroportées ont été acquises le 8 juin 1985 avec les capteurs MEIS II et DAEDALUS MSS pour produire une cartographie des peuplements forestiers de la station Simoncouche située au nord de la réserve faunique des Laurentides. Les résultats obtenus par ces capteurs sont d'abord comparés entre eux puis confrontés aux documents cartographiques du ministère des Ressources naturelles du Québec. L'étude démontre que le processus de classification numérique supervisé donne des résultats qui satisfont aux critères de précision et de fiabilité exigés lors de la réalisation des inventaires forestiers.

Les dépôts de sulfures massifs volcanogènes du flanc sud de l'anticlinal de Galinée sont situés dans le camp minier de Matagami, dans la partie nord de la Sous-province archéenne de l'Abitibi. Ces dépôts, qui présentent une géométrie de minéralisation différente par comparaison avec les dépôts de sulfures massifs volcanogènes traditionnels, sont localisés à l'intersection du niveau stratigraphique, marqué par la Tuffite Clef, et des zones de fractures synvolcaniques. Les deux membres de l'édifice classique y sont reconnus soit une partie concordante formée d'un monticule de sulfures massifs bien lité et une partie discordante composée de sulfures, de talc et de magnétite à caractère massif ainsi que de filonnets. La présente étude démontre que malgré le caractère massif, la partie discordante représente une zone de cheminées. Les cheminées sont de trois types: les cheminées de sulfures, les cheminées de magnétite et les cheminées de talc. Chacun de ces types se subdivisent en deux sous-types qui sont les cheminées à caractère massif et les cheminées à filonnets. Les cheminées de ces dépôts se distinguent par leur composition exceptionnellement riche en sulfures massifs et dans certains dépôts en magnétite massive et en talc massif. Certaines de ces cheminées ne recoupent que la base des monticules tandis que d'autres les recoupent en totalité ce qui implique un développement contemporain à l'édification des monticules. Toutefois, seules les cheminées de magnétite massive se sont développées au début de l'édification des monticules. Les cheminées, au sens génétique du mot, sont interprétées comme les conduits ayant alimenté les sites de décharge des fluides hydrothermaux. Vers le coeur des cheminées, les textures sont progressivement transformées passant de bréchiques à rubanées. Un processus répétitif de fracturation et de remplissage est proposé pour expliquer le rubanement interne des cheminées et leur enrichissement progressif en sulfures, en magnétite ou en talc ce qui souligne un processus de mise en place particulier par rapport aux autres dépôts de sulfures massifs volcanogènes. Les caractéristiques présentes suggèrent qu'un même processus est responsable de la formation de tous les dépôts du flanc sud de l'anticlinal et les différences observées ne sont fonction que de l'activité du processus minéralisateur. La présence de cheminées de sulfures massifs introduit un changement de philosophie au niveau de l'exploration et de l'exploitation des dépôts. Les méthodes d'exploration doivent tenir compte des caractéristiques et de la géométrie propres aux dépôts du flanc sud de l'anticlinal de Galinée. Une stratégie basée sur la recherche des cheminées a été développée pour optimiser l'exploration des dépôts situés en profondeur. Cette stratégie permet de détecter tous les dépôts de dimensions économiques en minimisant le nombre de mètres forés et en augmentant la qualité de l'information géologique recueillie. De façon analogue, une stratégie de définition des dépôts a également été développée pour optimiser la récupération du minerai. Les principes de base de ces stratégies sont applicables à tous les dépôts de sulfures massifs volcanogènes.

Le principal objectif de la présente étude consiste en la détermination des processus responsables du développement des auréoles métamorphiques de contact. L'observation de terrain, l'étude pétrographique et l'analyse de la taille des grains de quartz en fonction de la distance à partir du granite ont été utilisées pour définir la limite des zones des minéraux métamorphiques et l'étendue des auréoles de contact. Ce qui a permis par la suite, de distinguer les deux événements métamorphiques régional et de contact. Les analyses de la composition chimique des minéraux et des roches, l'établissement des zones métamorphiques et hydrothermales, et la détermination des conditions P-TXHPO par l'étude géothermobarométrique ont été effectués pour mettre en évidence les processus (physiques et chimiques) responsables de la formation des auréoles métamorphiques. Deux auréoles métamorphiques générées dans une série gréso-pélitique (paléozoïque) déjà affectée par un métamorphisme régional à faciès schistes verts, et situées dans des zones structurales différentes ont été examinées en détail. L'auréole d'Oulmès, large de 2 à 2,5 km, est créée car le pluton granitique d'Oulmès syntectonique (de diamètre d'environ 5 km et d'âge de 290-300Ma), le long de l'axe de I anticlinorium Khouribga-Oulmès, dans une zone de cisaillement ductile. Par contre, l'auréole de Ment, large d'environ 2,5 km, est générée par le granite de Ment post-tectonique (de diamètre d'environ 10 km et d'âge de 279 Ma), sur le flanc oriental du synclinorium Fourhal - Telt. Les assemblages minéralogiques rencontrés dans les deux auréoles métamorphiques indiquent un métamorphisme à faciès cornéennes à hornblende "hornblende hornfels faciès". Les isogrades minéralogiques définis dans la partie périphérique des deux auréoles (biotite dans l'auréole d'Oulmès et biotite + andalousite dans l'auréole de Ment) sont concentriques autour des plutons, alors que la partie interne abrite des isogrades (andalousite, staurotide et cordiérite à Oulmès, et feldspath potassique à Tvlent) qui sont soit discontinus soit entrecoupés. De plus, la complexité des patrons des isogrades est accentuée par les zones d'altération hydrothermale instaurées postérieurement dans la partie interne des deux auréoles. Les isogrades minéralogiques rétrogrades coupent ceux progrades formés antérieurement. La composition totale des roches encaissantes dans les deux auréoles influe sur le pourcentage modal et la diversification des assemblages minéralogiques. Ainsi, la faible abondance des plagioclases (5%) reflète le faible taux de Na2O et CaO dans les métapélites des deux auréoles. La variation de la composition minéralogique est également similaire dans les deux auréoles. Cette variation se traduit notamment par l'augmentation de Fe/(Fe+Mg) et Ti dans les biotites, et la réduction de phengite dans les micas blancs, avec l'accroissement du grade métamorphique. La variation de la composition des micas est liée principalement à la substitution de Tschermak qui croît avec l'augmentation du grade métamorphique. La variation enregistrée dans la composition totale des roches dans les deux auréoles métamorphiques est liée principalement à celle de la composition initiale des sédiments. Cependant, les variations caractérisées par la mobilité de quelques éléments alcalins, notamment le Cs, dans les roches encaissantes sont dues à des processus d'altération hydrothermale qui se manifestent à proximité du granite sur une zone d'environ 200m. Néanmoins, à l'exception du comportement de H2O, du Cs et du Rb, le métamorphisme de contact dans les deux auréoles est considéré comme isochimique, et le système chimique intrinsèque est généralement fermé. La tourmalinisation (en terme de B2O3) intense observée dans la partie ouest des deux auréoles est due aux phénomènes métasomatiques. Le profil de distribution de température et le pic du métamorphisme (T«600°C), ainsi que la variation de XH2O (0,9 à 0,7 de l'intérieur vers l'extérieur des auréoles) sont similaires dans les deux auréoles. Cependant, l'auréole d'Oulmès qui contient la staurotide et la cordiérite a été formée à une pression (2 kb =200 MPa) remarquablement supérieure à celle de Ment (1,3 kb =130 MPa). Le refroidissement des auréoles s'était peut être produit dans des conditions isobariques, mais la différence de pression (0,4 kb =40 MPa) enregistrée dans l'auréole d'Oulmès est due au soulèvement de 7,5 mm par an considérant un refroidissement de 200000a. Dans les deux auréoles, l'analyse de la taille des grains de quartz en fonction de la distance à partir du granite montre une croissance systématique des grains (de taille initiale de l'ordre de 33 um) avec l'augmentation du grade métamorphique. Cependant, l'auréole d'Oulmès contient des qrains plus gros (a 200/um) que ceux (100 um) analysés dans l'auréole de Ment. Ce qui indique que l'auréole de Ment s'était refroidie plus rapidement que celle d'Oulmès. Aussi, l'étendue des deux auréoles de contact définie à partir des données de la taille des grains de quartz est plus large que celle déterminée à partir des isogrades minéralogiques. Ce qui suggère la fiabilité de l'analyse de la taille des grains de quartz pour définir la limite des auréoles de contact créées dans des terrains antérieurement métamorphisés. Les modèles log taille moyenne des grains de quartz - distance à partir du granite, montrent dans l'auréole d'Oulmès une histoire T-t similaire dans ses parties est et ouest, suggérant ainsi une ascension verticale du pluton granitique d'Oulmès. Par contre, T'auréole de Ment enregistre dans sa partie ouest une histoire T-t différente de celle montrée à l'Est; suggérant une mise en place inclinée vers l'Ouest du corps intrusif de Ment. La comparaison du rapport largeur de l'auréole/dimension du pluton, avec les modèles non spécifiques de température indique dans l'auréole d'Oulmès un transfert de chaleur principalement par conduction. Cependant, les données de géothermométrie et les patrons de distribution de l'altération hydrothermale indiquent une circulation du fluide hydrothermal qui se cantonne principalement aux confins du granite et à la périphérie de l?auréole. L'auréole de Ment relativement étroite, et créée à une faible profondeur semble être témoin dans sa partie ouest, d'un transfert de chaleur par circulation advective du fluide ouverte sur la surface terrestre. Par contre, sa partie est enregistre au niveau de la face interne du pluton moins de perte de chaleur par conduction que dans la partie ouest; ce qui induit un grade métamorphique élevé représenté par une zone à feldspath potassique. Cette étude démontre que l'analyse de la taille des grains de quartz - distance peut fournir des informations utiles quant à l'histoire T-t des auréoles métamorphiques de contact. De plus, il a été montré dans cette étude que cette technique ne doit pas se limiter seulement à des roches pures monominérales (eg. métaquartzites), mais peuvent être appliquées avec succès à des metapélites polyphasées.

Les failles jouent un rôle important dans l'évolution structurale des chaînes orogéniques. Dans le cas de la Sous-province de l'Abitibi, de nombreuses failles sont invoquées dans les différents modèles d'évolution proposés dans la littérature, mais peu sont bien documentées. Ces failles sont généralement interprétées à partir des relations stratigraphiques, structurales et géophysiques régionales, et non par leurs caractéristiques intrinsèques. Comme la nature et l'importance de ces failles, ou couloirs de déformation, ne sont pas bien définies, le terme discontinuité structurale est proposé pour invoquer l'ensemble de ces structures régionales. Ce travail présente donc l'évolution structurale d'un secteur de l'Abitibi, interprétée à partir de l'analyse des discontinuités structurales qu'il contient. Les principales discontinuités du secteur étudié sont celles de Lyndhurst et de Macamic. La discontinuité de Lyndhurst représente un contact stratigraphique important de la Sous-province de l'Abitibi; elle sépare les unités volcaniques des groupes de Hunter Mine, au nord-est, et de Roquemaure-Stoughton, au nord-ouest, des basaltes du Groupe de Kinojévis au sud. Elle est soulignée par une anomalie électromagnétique (input) continue sur plus de 100 km et causée par des horizons d'argilite graphiteuse à l'intérieur de la bande sédimentaire de la Formation de Lois. Les roches situées de part et d'autre de la discontinuité de Lyndhurst montrent peu de déformation sauf pour un certain secteur qui correspond à une importante zone d'altération hydrothermale volcanogène ayant causé la séricitisation et la chloritisation de la rhyolite. Les contenus en phyllosilicates des rhyolites altérées font diminuer significativement la compétence de ces roches et la déformation s'y localise préférentiellement. On retrouve donc des rhyolites très schisteuses dans un environnement où d'autres lithologies ne laissent voir que peu de déformation. La linéation d'étirement associée à cette schistosité est généralement mal développée et subverticale. L'étude microscopique des rhyolites déformées, et principalement des horizons à phénocristaux de quartz, renseigne sur deux aspects importants de la déformation: les éléments structuraux montrent une constante symétrie et, quoique les roches soient bien schisteuses, la déformation pourrait être de faible magnitude. La zone de déformation associée à la discontinuité de Lyndhurst est interprétée comme le résultat d'une déformation coaxiale de faible amplitude. La discontinuité de Lyndhurst représente vraisemblablement une faille normale contemporaine à la mise en place des unités tholéiitiques du Groupe de Kinojévis. La Formation de Lois constitue le prisme sédimentaire en marge de la faille et compose la base du Groupe de Kinojévis à cet endroit. Cette faille a été réactivée, de façon inverse, lors de la déformation. La discontinuité de Macamic, pour sa part, ne représente pas de contact stratigraphique important. Elle se manifeste par une zone de cisaillement de près de 4 km d'épaisseur et continue sur plus de 130 km. Cette zone de cisaillement est caractérisée par une forte anisotropie planaire subverticale et de direction nord-ouest - sud-est considérée comme une foliation mylonitique. Cette foliation pénétrative est accompagnée d'une linéation d'étirement subhorizontale très bien développée. Aussi bien à l'échelle microscopique que mésoscopique, de nombreux indicateurs de sens de cisaillement dextres sont observés. Ce mouvement dextre est aussi mis en évidence, à l'échelle macroscopique, par la déflexion de la bande sédimentaire de Chicobi. Cette déflexion permet d'évaluer un rejet horizontal d'environ 25 km. L'évolution du secteur étudié s'est déroulée en quatre étapes. Il y eut d'abord édification de centres volcaniques felsiques (Groupe de Hunter Mine) sur un arc immature composé principalement de roches basaltiques. Cet arc immature constitue la zone volcanique nord de l'Abitibi. Dans la partie sud de cette zone, les unités rhyolitiques ont été recouvertes par les laves komatiitiques du Groupe de Roquemaure-Stoughton et il y a eu ouverture d'un bassin bordé au nord par la discontinuité de Lyndhurst. Ce bassin a contrôlé la sédimentation de la Formation de Lois qui fût recouverte par les basaltes du Groupe de Kinojévis. Un premier incrément de déformation a causé le chevauchement des roches de la zone volcanique nord sur celle du sud, et il y a eu développement de failles de chevauchement à l'intérieur de l'arc de la zone nord. Ces structures de chevauchement sont bien illustrées par les profils séismiques du projet Lithoprobe Abitibi-Grenville. Probablement en raison de son orientation particulière, la discontinuité de Lyndhurst, contrairement à d'autres contacts stratigraphiques majeurs, n'a été que peu réactivée lors de cette déformation. Finalement, un épisode de transpression dextre a causé le développement des discontinuités nord-ouest - sud-est (Macamic). Ces discontinuités recoupent à la fois la stratigraphie régionale et les structures de chevauchement. Les résultats obtenus peuvent s'intégrer dans certains des modèles d'évolution proposés. Cependant, le caractère synvolcanique de la discontinuité de Lyndhurst est un paramètre qui la distingue de la plupart des autres discontinuités est-ouest connues. Il est probable que ce caractère ait été totalement oblitéré dans le cas de ces discontinuités. Cette particularité démontre donc l'importance des études structurales ponctuelles dans le but d'en arriver à un modèle d'évolution structurale complet et rigoureux pour la Sous-province de l'Abitibi.

Les gîtes aurifères de Francoeur et du Lac Fortune sont situés dans le camp minier de Rouyn-Noranda au Québec. Ils sont associées aux roches volcaniques métamorphisées du Groupe de Blake River, aux roches sédimentaires des groupes de Timiskaming et de Cobalt ainsi qu'à des intrusions felsiques syn-volcaniques et tardi-tectoniques. Le gîte Francoeur est localisé sur la faille de Francoeur-Wasa, laquelle est bordée au nord par une intrusion de gabbro-diorite. L'altération hydrothermale intense associée au dépôt est limitée à la zone cisaillée et présente une zonation marquée. Les faciès d'altération, de la masse minéralisée vers l'éponte, passent d'un assemblage à albite-pyrite, vers celui à carbonate-hématite, pour se terminer en une zone à muscovite-chlorite. L'or est lié à l'altération hydrothermale de l'éponte, plus spécifiquement au faciès à albite-pyrite. La minéralisation se retrouve dans des mylonites variablement altérées, contenant l'or disséminé dans la pyrite. Le gîte du Lac Fortune est situé sur une petite zone de cisaillement parallèle à la faille de Francoeur-Wasa. Il est caractérisé par l'abondance des veines de quartz et carbonate. L'altération hydrothermale, moins intense qu'au gîte Francoeur, affecte la roche encaissante à la bordure des veines de quartz et carbonate. Elle est dominée par un assemblage à chlorite-carbonate-fuchsite. Les minéraux dans les veines ont été déposés dans des fractures ouvertes, ou précipités directement des fluides hydrothermaux. L'or natif et les tellurures de plombbismuth-or sont disséminés dans ces veines. Trois groupes d'inclusions fluides sont reliés aux minéralisations aurifères des gîtes Francoeur et du Lac Fortune. Ce sont des inclusions aqueuses, des inclusions riches en CO2 et des inclusions CO2-H2O. Les inclusions aqueuses appartiennent au système H20-NaCl, dans lequel du CaCl2 a aussi été détecté. Outre le CO2, les inclusions riches en CO2 contiennent une certaine proportion d'eau et d'un autre gaz, probablement du méthane. Les inclusions de H2O-CO2 appartiennent au système H2O-CO2-NaCl, dans lesquelles du CaCl2 et du CH4 ont été détectés. Les températures d'homogénéisation sont plus élevées au gîte Francoeur (150-578°C) qu'à celui du Lac Fortune (110-360°C). La salinité y varie de 2% à 9% (pourcent poids) d'équivalent NaCl pour le gîte Francoeur, et de 5% à 9% pour le gîte du Lac Fortune. Le fluide minéralisant, dans les deux gîtes, est riche en CO2 et peu salin. Au gîte du Lac Fortune, les inclusions de H2O-CO2 ont trappe ce qui est interprété comme le fluide minéralisateur. Ce fluide, peu salin, a subséquemment été ségrégué en un fluide aqueux salin et en un second fluide carboné non-salin au cours du processus de minéralisation. Les températures et pressions enregistrées par ces fluides sont de l'ordre de 110°-360°C et 3200-5100 Pa au site de déposition de la minéralisation. La précipitation de l'or semble liée à la séparation des phases de ces fluides. Au gîte Francoeur, le fluide minéralisant appartient au système H2O-CO2-NaCl. La température minimale et la pression du fluide sont de 150°-578°C et 4000-5000 Pa au site de minéralisation. Le processus de précipitation de l'or semble contrôlé par l'interaction entre le fluide et la roche encaissante. Les différents processus de déposition de la minéralisation entre les deux gîtes semblent liés aux différences des conditions physico-chimiques affectant le fluide minéralisateur. La température semble le facteur dominant dans les deux cas. Au Lac Fortune, la basse température du fluide a entraîné une ségrégation du fluide en phases carbonée et aqueuse, ce qui a joué un rôle crucial dans le processus de précipitation de l'or, et un gîte de type "remplissage de veine" a été formé. Inversement, au gîte Franc?ur, le fluide minéralisateur a réagi intensément avec l'éponte rocheuse. Des réactions roche-fluide ont dominé le processus de précipitation de l'or, et un gîte de type "remplacement" a été formé.