Le gîte d’or orogénique La Pointe est encaissé dans des roches archéennes au contact entre les sous-provinces de La Grande et d’Opinaca, dans le territoire municipale d’Eeyou Istchee Baie-James, Québec. L’assemblage lithologique, intensément déformé et métamorphisé au faciès des amphibolites, comprend une tonalite du Complexe de Langelier (3326 ± 4 Ma), une arénite quartzitique de la Formation d’Apple, des amphibolites et une formation de fer appartenant au Groupe de Yasinski, et des paragneiss du Complexe de Laguiche. Cet assemblage est coupé par des dykes felsiques (2747 ± 2 Ma), des filons-couches ultramafiques et des dykes granitiques à tourmaline. La Zone 25 est encaissée dans des paragneiss et comprend de l’or disséminé associé avec de l’arsénopyrite, de la pyrrhotite et de la chalcopyrite. La zone minéralisée est orientée ONO-ESE (S1) et est déformée et plissé par une schistosité régionale principale (S2). La minéralisation est accompagnée de zones d’altérations recristallisées formées de quartz, de phlogopite, de dravite ± titanite, de microcline et de muscovite, ainsi que des veines calco-silicatée. L’or natif forme des inclusions dans l’assemblage recuit durant le métamorphisme ou forme des grains en bordure des sulfures. La faible teneur en or de l’arsénopyrite suggère qu’une rééquilibration à plus haute température a libéré l’or de l’arsénopyrite. La Zone 26, encaissée dans une formation de fer, est caractérisée par un remplacement par des sulfures comprenant de la pyrrhotite, de l’arsénopyrite, de la löllingite et de la chalcopyrite. Le remplacement est accompagné par des zones à amphibole calcique-biotite-grenat-tourmaline ± chlorite. L’or natif est en inclusions dans les minéraux métamorphiques, ou bien à l’interface entre des cœurs de löllingite dans l’arsénopyrite, suggérant qu’une partie de l’or a été libéré lors d’un métamorphisme rétrograde. Le gîte La Pointe est interprété comme étant une gîte d’or orogénique de type disséminé, d’origine pré-métamorphique, ayant été subséquemment affecté par un métamorphisme régional au faciès des amphibolites et un métamorphisme rétrograde postérieur. / The La Pointe gold deposit is hosted in Archean rocks metamorphosed to amphibolite facies straddling the boundary between the La Grande and Opinaca subprovinces, in Eeyou Istchee Baie-James, Québec. The lithological assemblage comprises a tonalite of the Langelier Complex (3326 ± 4 Ma), quartz arenite from the Apple Formation, amphibolite and iron formation from the Yasinski Group, and paragneiss from the Laguiche Complex. These rocks are cut by felsic dykes (2747 ± 2 Ma), ultramafic sills and pegmatitic granite dykes. The La Pointe deposit is defined in twozones, Zone 25 and Zone 26. Zone 25 is hosted in biotite-rich paragneiss and the mineralization consists of disseminated native gold along with arsenopyrite, pyrrhotite, chalcopyrite and minor pyrite. The depositis oriented WNW-ESE (S1) and has been deformed and folded by the main regional deformation (S2). The mineralization is associated with recrystallized alterations consisting of quartz, phlogopite, dravite ± titanite, microcline, muscovite and calco-silicates veins. Native gold occurs as inclusionsin the annealed metamorphic assemblages and at the margin of arsenopyrite. The low content of gold in arsenopyrite suggests re-equilibration at peak condition during arsenopyrite recrystallization which causedgold exsolution. Zone 26 is hosted in an iron formation characterized by replacement by sulfides, consisting of pyrrhotite-arsenopyrite-löllingite-chalcopyrite. The replacement is accompanied by calcic amphibole-biotite-garnet-tourmaline ± chlorite. Native gold occurs as inclusions in peak metamorphic minerals, or at the interface between löllingite core and arsenopyrite. The La Pointe depositis interpreted as a disseminated, pre-peak metamorphismorogenic gold deposit, subsequently overprinted by later higher, amphibolite-grade, and late retrograde metamorphism. This study provide new hintson understanding hypozonal lode gold deposits with regardtothe timing of mineralizationin relationtotheir complex tectonometamorphic history.

Le Domaine de Portneuf-Mauricie, situé dans la partie centre-sud de la Province de Grenville, est principalement composé des roches métasédimentaires et métavolcaniques du groupe de Montauban (1,45 Ga), recoupées par les plutons du complexe de La Bostonnais (1,40–1,37 Ga). Cet assemblage aurait été formé dans un environnement d’arc magmatique. La sequence a été injectée par des intrusions mafiques et ultramafiques, qui recèlent des indices de Ni-Cu ± éléments du groupe du platine (EGP), ainsi qu’une ancienne mine. Les intrusions minéralisées ont été mises en place dans un contexte d’arc insulaire mature, entre 1,40 et 1,39 Ga, au niveau du front volcanique de l’arc. L’intrusion du Lac à la Vase fait cependant exception, puisqu’elle a été formée dans un bassin d’arrière-arc. Les travaux de géochronologie et l’environnement géodynamique associé à leur formation ont indiqué que ces intrusions appartiennent au complexe de La Bostonnais. L’évolution lithotectonique du Domaine de Portneuf-Mauricie a débuté à 1,45 Ga avec la formation de l’arc insulaire de Montauban, associé à une zone de subduction intra-océanique plongeant vers le NO, au large du continent Laurentia. À la même époque, la marge continentale était également le site d’une subduction de type Andéenne plongeant vers le NO. Entre 1,45 et 1,40 Ga, la présence de cette zone de subduction a entraîné la formation d’un bassin d’arrière-arc en arrière de l’arc de Montauban. À 1,40 Ga, les plutons du complexe de La Bostonnais, certains contenant des sulfures magmatiques, ont été injectés dans l’arc de Montauban. L’intrusion des plutons minéralisés a cessé à 1,39 Ga, alors que l’arc entrait en collision avec le continent. Finalement, l’injection de tous les plutons du complexe de La Bostonnais s’est achevée à 1,37 Ga. La mise en place des intrusions hôtes d’indices de Ni-Cu±EGP est reliée à l’existence d’un réseau magmatique bien développé sous l’arc océanique. La formation de ces intrusions minéralisées a débuté avec l’injection de magmas primitifs, tholéiitiques, hydratés et sous-saturés en sulfures dans des chambres magmatiques inférieures. Ces magmas provenaient principalement de la fusion partielle d’une source mantellique métasomatisée, composée de lherzolite à spinelle (comme en témoignent les signatures d’éléments traces des roches intrusives). Durant leur remontée dans les conduits, les magmas ont subi de la cristallisation fractionnée et sont devenus saturés en sulfures à la suite d’interaction avec les roches encaissantes (assimilation de materiel felsique et de soufre crustal par les magmas) contenant, localement, du soufre. Deux principaux épisodes de saturation et de ségrégation des sulfures ont eu lieu. Le premier pourrait s’être produit dans des conduits en profondeur. Cette perte précoce d’une petite quantité de sulfures (moins de 0,1 % poids comme suggérées par les modélisations des contenus en Cu et en Pd) aurait causé l’appauvrissement des magmas en métaux de base, et surtout, en métaux précieux. Le deuxième épisode de séparation des sulfures a probablement eu lieu dans les chambres magmatiques inférieures. La formation de liquide sulfuré dans ces chambres a été suivie par des interactions entre magmas et sulfures (évidences de terrain d’injections magmatiques multiples et facteurs R compris entre 100 et 100 000) qui aurait causé l’enrichissement des sulfures en Ni, Cu et EGP. Plus tard, des injections de magmas primitifs seraient entrées dans les chambres inférieures, et auraient partiellement remobilisé et transporté le liquide sulfuré dans des chambres magmatiques supérieures, afin de former les intrusions minéralisées du Domaine de Portneuf-Mauricie. Les magmas parents de ces intrusions, dérivés des injections tardives, sont séparés en deux familles. D’après les modélisations pétrologiques et les ratios Mg/Fe, la majorité des intrusions pourrait être formée à partir d’un magma dérivé (magma légèrement évolué, avec un nombre de magnésium (Mg#) de 60) résultant du fractionnement d’un magma parent plus primitif (magma primaire, avec Mg# = 68). Tous ces magmas parents ont subi de la cristallisation fractionnée accompagnée, à des degrés variables, de contamination crustale. Ceci explique la grande gamme de composition observée dans les intrusions mafiques et ultramafiques. Ces travaux de doctorat fournissent de nouvelles contraintes aux modèles d’évolution régionale proposés pour la marge orientale du continent Laurentia, durant le Mésoprotérozoïque. En outre, les modèles pétrologique et métallogénique présentés dans cette étude contribuent à une meilleure compréhension des processus magmatiques et métallogéniques associés à la formation de plutons contenant des indices de Ni-Cu-EGP dans les environnements d’arc magmatique, environnements inhabituels pour ce type d’indice. / The Portneuf-Mauricie Domain, located in the south-central part of the Grenville Province, is composed mainly of metasedimentary and metavolcanic rocks of the Montauban group (1.45 Ga), which are crosscut by La Bostonnais complex plutons (1.40–1.37 Ga). This assemblage was formed in a magmatic arc setting. The sequence was intruded by mafic and ultramafic intrusions hosting Ni-Cu±platinum-group element (PGE) prospects and one former mine. The mineralized intrusions were emplaced into a mature island arc between 1.40 and 1.39 Ga, at the volcanic front of the arc. An exception is the Lac à la Vase intrusion, which was formed in a back arc setting. Geochronological results and the geodynamic setting related to their formation indicate that these intrusions belong to the La Bostonnais complex. The lithotectonic evolution of the Portneuf-Mauricie Domain began at 1.45 Ga with the formation of the Montauban island arc, which was associated with a northwest-dipping intraoceanic subduction zone offshore from the Laurentian continent. At the same time, the continental margin was also the site of northwesterly directed Andean-type subduction. Between 1.45 and 1.40 Ga, this Andean-type subduction led to the formation of a back arc basin behind the Montauban arc. At 1.40 Ga, the La Bostonnais complex plutons, some hosting magmatic sulfides, were injected into the Montauban arc. The intrusion of the Ni-Cu±PGE-bearing plutons ceased at 1.39 Ga, when the arc collided with the continent. Finally, intrusion of La Bostonnais complex plutons ceased entirely at 1.37 Ga. The emplacement of the Ni-Cu±PGE-bearing intrusions was facilitated by the presence of a well-developed magmatic network beneath the oceanic arc. The formation of the mineralized intrusions began with the injection of primitive, tholeiitic, hydrous, sulfide-undersaturated magmas into lower magma chambers. These magmas resulted mainly from the partial melting of a metasomatized mantle source composed of spinel-bearing lherzolite (as indicated by the trace element signatures of the intrusive rocks). During their ascent in conduits, the magmas underwent crystal fractionation and became sulfide-saturated as a result of assimilating felsic material and sulfides from the country rocks. Two main sulfide-saturation/segregation events occurred. The first may have occurred in the lower conduits. This early loss of a small amount of sulfides (less than 0.1 wt%, as suggested by Cu and Pd modeling) caused depletion of base and, above all, precious metals in the magmas. The second sulfide-separation event probably occurred in the lower magma chambers. Liquid-sulfide formation in the chambers was followed by magma–sulfide interactions (field evidence for multiple magmatic injections and R factors between 100 and 100,000) that caused enrichment of the sulfides in Ni, Cu, and PGE. Later, injections of primitive magma entered the lower chambers, and partly remobilized and transported sulfide liquid into the upper magma chambers to form the Portneuf-Mauricie Domain sulfide-bearing intrusions. The parent magmas of these intrusions, derived from the later pulses, are separated into two families. As suggested by petrologic modeling and Mg/Fe ratios, most of the intrusions may have formed from a fractionated magma (a slightly evolved magma with a Mg number (Mg#) of 60) resulting from the fractionation of a more primitive parent melt (primary magma, with Mg# = 68). All these parent magmas underwent fractional crystallization accompanied by various degrees of crustal contamination. This explains the large range of compositions observed in the mafic and ultramafic intrusions. This Ph.D. work provides new constraints for the regional evolution models proposed for the eastern Laurentian margin during the Mesoproterozoic. In addition, the petrologic and metallogenic models presented in this study contribute to a better understanding of the magmatic and metallogenic processes associated with the formation of Ni-Cu-PGE-bearing plutons in subduction-related magmatic arcs, a geodynamic setting unusual for magmatic sulfide deposits.

Dans la province aurifère du Mont Rose, le district de Challant représente une entité géologique calquée sur l'îlot de gneiss paléozoïques d'Arcesa entouré par la nappe des Schistes Lustrés à ophiolites; le district s'étend au Sud de l'accident majeur de Ranzola, limitant les gneiss dans leur partie Nord . Il s'agit de filons épigénétiques dont la mise en place se serait effectuée entre 50 et 30 Ma . Ces filons, au nombre d'une centaine, sont soit de type à quartz et or natif, pauvres en sulfures (type Fenillaz à teneur en or moyenne de 12 g/t), soit de type à quartz et pyrite (type Bêchaz à teneur en or moyenne de 7g/t) . Les réserves en or probables sont estimées à 1 t et les réserves possi les à 5 t. L'utilisation de différentes méthodes d'analyse (dont la spectrométrie de masse à étincelles) permet de dresser l ' inventaire des éléments majeurs,mineurs et en traces présents dans les gneiss , les quartz filoniens, l'or natif, les listvénites et les pyrites provenant de filons différents. Il est possible de différencier les pyrites aurifères des non aurifères par leur composition en éléments en traces. Quelques éléments, dont Sb, As, Ag,Cu, Hg, Pb, Bi, Te seraient susceptibles d'être accompagnateurs de l'or dans ce district, et leur utilisation en prospection systématique en sols est proposée pour l'avenir . La synthèse des données géologiques, gîtologiques permet d'envisager pour l'or du district de Challant une origine par sécrétion métamorphique.

Dans une perspective d'avenir pour le développement durable, les gisements de zinc non-sulfurés seront favorisés relativement aux gisements sulfurés conventionnels. Les marbres mésoprotérozoïques du Supergroupe de Grenville ainsi que leurs équivalents dans les terrains grenvilliens exposés au New Jersey contiennent deux types de minéralisations zincifères SEDEX : (1) Les gisements plus communs et compris de zinc sulfuré SEDEX (i.e. district de classe-mondial de Balmat-Edwards, New York), et (2) les gisements hypogènes et stratiformes rares, et moins compris, de zinc non-sulfuré (i.e. gisements de classe-mondial de Franklin et Sterling Hill, New Jersey). La rareté et la localisation isolée des gisements de Franklin et Sterling Hill ne permettent pas d'imaginer une relation entre les gisements SEDEX sulfurés et non-sulfurés de zinc. Cependant, un horizon de marbre contenant un oxyde de zinc est présent près du village de Bryson (Québec), à environ 30 kilomètres au nord du gisement SEDEX de zinc sulfuré de Cadieux (Renfrew, Ontario). La région de Bryson-Renfrew nous offre conséquemment l'opportunité d'étudier la relation pouvant exister entre les deux pôles de minéralisation zincifère SEDEX. La région de Bryson-Renfrew est caractérisée par (1) une abondance de marbres dolomitiques pures, (2) par la présence d'horizons stratiformes d'anhydrite ainsi que (3) par des niveaux riches en magnésium (i.e. brucite). De telles caractéristiques indiquent une précipitation de carbonates dans un environnement évaporitique peu profond. Ce type d'environnement est typique des gisements SEDEX de zinc sulfuré du type McArthur (i.e. district de Balmat-Edwards). La région de Bryson-Renfrew contient plusieurs indices de zinc sulfuré, associés aux unités de marbres dolomitiques riches en minéraux silicatés. Elle contient aussi plusieurs indices de zinc non-sulfuré également encaissées dans des marbres dolomitiques riches en silicates. Ainsi, les minéralisations SEDEX zincifères non-sulfurés et sulfurés de zinc se forment dans un environnement géologique similaire. Les études pétrographiques sur l'assemblage zincifère non-sulfuré révèlent des exsolutions dendritiques de wurtzite/sphalerite dans des grains de magnétite. De plus, des analyses de diffraction au rayons-X et à la microsonde révèlent que le silicate zincifère est une serpentine contenant jusqu'à 4.31% de ZnO. D'autres serpentines sont plutôt caractérisées par la présence d'inclusions fines de pyrophanite zincifère ((Fe,Mg,Zn,Mn)TiO3) , une ilmenite zincifère rare mais connue aux gisements de Franklin et Sterling Hill. Les exsolutions dendritiques de wurtzite/sphalerite sont interprétés comme résultant de la déstabilisation rétrograde de la franklinite. De plus, le produit d'altération de la willémite (Zn2SiO4), le principal minerai de zinc aux gisements de Franklin et Sterling Hill, résulte en une serpentine lors d'une déstabilisation métamorphique rétrograde. Des minéralisations zincifères non-sulfurées de type-Franklin sont ainsi confirmées. Un lien entre les gisements SEDEX zincifères sulfurés et non-sulfurés existe donc puisqu'ils se présentent dans le même environnement géologique. La présence de minéralisations SEDEX zincifères non-sulfurées pourrait de ce fait être expliquée et indiquer la présence d'un système exhalatif à haute température plutôt qu'un système à température moyenne déposant des sulfures de zinc. ______________________________________________________________________________ MOTS-CLÉS DE L’AUTEUR : Supergroupe de Grenville, sulfures de zinc, silicates de zinc, oxydes de zinc

Le gîte aurifère Corvet Est est encaissé par les roches Archéennes de la Province du lac Supérieur dans la région de la Baie-James. La zone Marco est encaissée dans une lentille de dacite de la séquence volcano-sédimentaire du Groupe de Guyer, à proximité du contact, au sud, avec les roches métasédimentaires du Groupe de Laguiche. Les roches sont métamorphisées au faciès des amphibolites et intensément déformées. La zone Marco comprend de l'or disséminé, de la pyrite, de l'arsénopyrite, de la pyrrhotite et de la chalcopyrite. La minéralisation est pré-métamorphique avec un age Re/Os sur arsénopyrite de 2663 Ma. La dacite est faiblement altérée et le basalte est non-altéré. La séquence d'altération est postérieure à la minéralisation et comprend la chloritisation et la tourmalinisation, l'albitisation, la séricitisation suivie d'une chloritisation tardive. L' environnement tectonique de terranes accrétées, la minéralisation pré-metamorphique en magnétite, ilménite, pyrite et pyrrhotite avec l'or disséminé dans des zones de cisaillement, et la composition isotopique du soufre (0 34S) et de l'oxygène (0 180 ) indiquent que le gîte Corvet Est ressemble aux gîtes d'or orogéniques au faciès des amphibolites.

Le système hydrothermal de Chaillac est situé à la limite du Massif Central et du bassin de Paris. Il se compose d'un gisement stratiforme de barytine (Les Redoutières et La Raillerie), connecté à un gisement filonien de fluorine (Le Rossignol).<br />Le filon du Rossignol recoupe le socle métamorphique hercynien. Ce filon est une structure ouverte remplie à la faveur de deux stades paragénétiques : le premier stade appelé Fv-v est constitué de fluorine verte et violette et de quartz montrant des fabriques sédimentaires intrafiloniennes. Ce stade s'est formé à 135°C à partir d'une solution de faible salinité. Les compositions isotopiques du Sr et Nd évoquent une source liée aux roches acides de la croûte supérieure. Le second stade (Fj-Ba) se compose de fluorine jaune, de sulfures et de barytine ; trois sous-stades ont été définis : (i) fluorine dominante, (ii) barytine dominante et enfin (iii) brèche à ciment de fluorine. Les sous stades (i) et (ii) sont présents en continu de la racine du système jusqu'aux filons horizontaux (plateures) du gisement stratiforme. L'ensemble du stade Fj-Ba s'est formé à partir de saumure (≈20% wt Eq. NaCl) à environ 100°C. Les signatures isotopiques du Sr et Nd évoquent des compositions de roches basiques d'origine profonde.<br />Le gisement stratiforme des Redoutières est encaissé dans des sables hettangiens (205 – 201 Ma) du bassin de Paris. A proximité du filon du Rossignol, le grès est cimenté par de la fluorine qui passe latéralement et verticalement à de la barytine puis à une association barytine-gœthite ; ces variations de la nature du ciment sont corrélées avec les sous-stades (i) et (ii). A l'aplomb du filon du Rossignol, des « filons » verticaux N-S, E-W et horizontaux forment un sinter très original à barytine et gœthite puissant de 5 à 8 m. Les structures de ce dernier démontrent une mise en place synchrone d'une tectonique d'ouverture E-W et N-S. L'âge hettangien de cette minéralisation est attesté par la présence de galets de barytine dans les grés hettangiens, les modifications de la nature du sédiment (gœthite détritique), les textures de type sinter et l'absence de minéralisation dans les calcaires sinémuriens. L'étude de l'anisotropie de susceptibilité magnétique (ASM) des formations filoniennes et stratiformes riches en gœthite, couplée à la géochimie des traces a permis de démontrer et de quantifier une phase de latéritisation tardive supperposée à l'hydrothermalisme à l'Eocène. Par ailleurs, l'étude des fabriques magnétiques permet de tracer les directions des paléoécoulements hydrothermaux.<br />L'ensemble des résultats permet de proposer un modèle génétique. Celui-ci suggère la venue d'un fluide hydrothermal profond à Ba, F, Fe qui entre en ébullition vers 1,6 km de profondeur. La phase vapeur se condense pour donner le fluide formant le stade Fv-v et la saumure résiduelle migre pour déposer tardivement de la fluorine, de la barytine par mélange avec des fluides continentaux de surface et des oxy-hydroxydes de fer.

Dans un but de prospection pour la compagnie Buenaventura nous avons étudié et cartographié au 1/25 000 une portion de la haute Cordillère Occidentale du Pérou Central (partie septentrionale entre 10°32 'S et 10° 48'S, 150km au N de Lima) à l'Est du batholithe côtier. Ce mémoire débute par la description de la profonde vallée du rio Huaura qui offre une coupe naturelle perpendiculaire à l'axe de la Cordillère Occidentale et permet d'en recouper toutes les structures.La stratigraphie, tectonique, le volcanisme et lla métallogénie sont étudiées.

L'ophiolite d'Oman montre une séquence complète qui permet de bien comprendre les modalités de l'accrétion, la dynamique des magmas et l'évolution tectonique et magmatique au niveau de la palèodorsale téthysienne. L'étude faite à partir d'une étude détaillée des lithofaciès a consisté a compléter les travaux antérieurs du massif de Fizh (partie septentrionale de l'ophiolite d'Oman)

Ce travail traite des minéralisations liées aux différents types de formations du Massif de Vanoise méridionale - la série des micaschistes gris paléozoïques, anté -namuriens constituant "le socle" ; - la série siliceuse permienne et permotriasique , - la série carbonatée mésozoïque. Un certain nombre de problèmes concernant la métallogénie de Vanoise méridionale sont l'objet de ce travail : - Quelle est l'origine première de ces diverses minéralisations ponctuelles ? - Les concentrations géochimiques anormales ont-elles précédé, accompagné ou succédé le métamorphisme alpin de haute pression ? - Ce dernier a-t-il eu une influence sur la répartition actuelle des éléments métalliques ? - y-a-t-il eu des remobilisations au cours des phases métamorphiques récentes ? - Doit-on faire intervenir des processus hydrothermaux ? - Quelle est l'importance des concentrations diagé nétiques ? Ont-elles existé ? - Quel est le rôle de la tectonique alpine dans la mise en place des ensembles filoniens du massif de Chasseforêt ? - Quel est l'âge de ces minéralisations ?

La minéralisation aurifère primaire du secteur de Bogoin se présente sous forme d'un stockwerk quartzeux de direction N-S encaissé dans des roches vertes. Ces dernières appartiennent à une série métamorphique (limite faciès schistes verts-amphibolite) plissée en un synclinorium de direction N-S qui dessine un "doigt de gant" dans un vaste massif granito-gneissique. La foliation principale (SP) est plan axial de cette structure. L'ensemble est réputé archéen. Le synclinal s'ennoie vers le Sud sous une couverture gréso-quartzitique protérozoïque supérieur. Les granitoïdes sont en partie intrusifs dans la série métamorphique, comme le montrent des transformations endomorphiques au contact des roches vertes et des itabirites. Leur mise en place est anté-à syn-SP. Ils sont de type S et de caractère calco-alcalin. Des filonnets aplo-pegmatitiques marquent deux "migmatisations", l'une anté-à syn-SP, l'autre post-SP. La série métamorphique comprend, de bas en haut : Des roches vertes (amphibolites), des gneiss fins, des itabirites, une série rubanée volcano-sédimentaire couronnée par des métarhyolitoïdes de type calco-alcalin. Ces deux derniers termes n'avaient pas auparavant été décrits. Le magmatisme basique est de type tholéiitique et les faciès ultra basiques peuvent correspondre à des cumulats résultant du processus de cristallisation fractionnée. La découverte de tourmalinite dans le stockwerk aurifère montre l'intervention de fluides liés aux granitoïdes. Une première génération de de quartz gris renferme des sulfures (pyrrhotite destabilisée en melnicovite-marcasite, pyrite, mispickel, chalcopyrite) et l'essentiel de l'or libre. Une deuxième génération de quartz blanc est dépourvue de sulfures et renferme de faibles teneurs en or. Dans le secteur minéralisé, les roches vertes ont subi des altérations (chlorite, muscovite, trémolite-actinote, talc). Des anomalies en or existent dans les roches vertes altérées. La minéralisation de Bogoin présente un certain nombre de caractères correspondant au type "zone de cisaillement aurifère". Son cadre géologique correspond bien aux ceintures de roches vertes. Dans ce contexte, des concentrations aurifères peuvent être recherchées dans tous les termes lithologiques, notamment les itabirites et la série volcano-sédimentaire. (Centrafrique ; Or ; Précambrien ; Ceinture de roches vertes ; Zone de cisaillement ; Métallogénie ; Géochimie ; Magmatisme).