La mine Beaufor se situe dans la partie Sud-Est de la ceinture de roches vertes de l'Abitibi et est contenu dans le Batholite de Bourlamaque. Le gisement est actuellement limité au Nord par la faille Perron et au Sud par la faille Sud. Le contact Est correspond au contact lithologique entre le Batholite de Bourlamaque et les roches volcaniques de la Formation de Dubuisson. La mine Beaufor exploite une minéralisation aurifère de type filonien orogénique. Les veines aurifères, composées de quartz, carbonate, tourmaline et pyrite, sont encaissées dans des corridors altérés en chlorite et silice du Batholite de Bourlamaque. Une association spatiale existe entre ces veines et des dykes de diorite. Cinq failles d'importance sont connues à la mine Beaufor. Il s'agit des failles Beaufor, Perron, Centrale, Sud et Cisaillement Ouest. Ces failles sont grossièrement de direction Est- Ouest. Les failles Beaufor et Perron s'inclinent à 80° vers le Nord alors que les failles Centrale, Sud et Cisaillement Ouest s'inclinent généralement à 60-70° vers le Sud. De nombreuses failles de direction E-W, NE-SW, NO-SE et N-S affectent le gisement. Finalement, de nombreuses failles associées à des couloirs de déformation ductile d'orientation N070, présentant généralement un pendage abrupt vers le SE, recoupent l'ensemble du gisement. Toutes les unités lithologiques, à l'exception de dykes aplitiques, sont affectées par une fabrique d'orientation similaire aux couloirs de déformation ductile d'orientation N070. La présence de cette fabrique s'intensifie à l'approche des zones de faille. La foliation dans l'intrusif est définie par un allongement des plagioclases et de la chlorite ainsi que par la recristallisation du quartz dans les zones intensément déformées. La mine Beaufor se trouve dans un environnement relativement homogène, soit entièrement encaissée dans le Batholite de Bourlamaque. L'objectif du projet de recherche est de déterminer quelles sont les failles qui ont régi la mise en place des veines ainsi que la distribution de l'or à l'échelle du gisement. Afin de réaliser cet objectif, quatre sous objectifs ont été élaborés, soit 1) établir la chronologie relative entre les différentes failles et le système de veines afin de déterminer quelles failles étaient présente lors de la mise en place des veines; 2) évaluer si les failles établies comme précoces à la minéralisation peuvent être considérées en terme de conduits hydrothermaux; 3) caractériser le rôle de ces failles sur la distribution des veines; et 4) déterminer le rôle de ces failles sur la distribution de l'or au sein des veines. Il a été démontré par de multiples observations de relations de recoupement, par une caracterisation géochimique des failles et par une étude de la distribution des veines et de l'or que de nombreuses failles à la mine Beaufor sont précoces à la mise en place des veines minéralisées. Plusieurs observations indiquent que les veines ont emprunté les failles précoces plutôt que de subir un déplacement par celles-ci. En effet, les fluides hydrothermaux semblent avoir circulé dans ces failles lors de la formation des veines au sein des failles ou prenant origine de ces failles. Ces phénomènes peuvent avoir être interprété à tort comme étant des déplacements tardifs des veines par ces failles. La faille Beaufor, la faille du Cisaillement Ouest ainsi que la famille de failles d'orientation N070 ont été établies comme étant précoces à la mise en place des veines aurifères, sur la base que des veines traversent ces failles. Toutefois, il semble qu'un épisode tardif de faible importance ait affecté ces failles. Des mouvements, d'ordre métrique, sont localement observés sur des failles d'orientation N070. Ces mouvements tardifs ne représentent pas un problème majeur lors de l'exploitation des veines et ne sont perceptibles qu'à l'échelle de la face de travail. En raison de l'absence de sites d'observations favorables, cette étude n'a pu établir la chronologie relative entre la faille Perron et les veines aurifères. Il apparaît que les fluides hydrothermaux ont circulé non seulement le long des failles précoces, mais il fut démontré que ces fluides étaient minéralisés. Suite aux observations effectuées sur la localisation de l'enveloppe de veines par rapport au point de jonction entre la faille Beaufor et la faille du Cisaillement Ouest, il semble que les fluides hydrothermaux à l'origine des veines minéralisées aient emprunté la faille du Cisaillement Ouest en profondeur lors de leur ascension, puis transités vers la faille Beaufor à sa rencontre. De plus, il fut observé que les teneurs aurifères se concentrent au toit de la faille du Cisaillement Ouest en profondeur. Lorsque la faille du Cisaillement Ouest rencontre la faille Beaufor, la distribution des teneurs aurifères est contrôlée par cette dernière. La distribution de l'or semble donc suivre le toit de la faille du Cisaillement Ouest jusqu'à sa rencontre avec la faille Beaufor où les teneurs semblent localement s'y distribuer latéralement de part et d'autre de la faille du Cisaillement Ouest, tout en restant confinées au mur de la faille Beaufor. La minéragraphie a permis d'établir que l'or natif se présente sous deux formes : 1 )en inclusions principalement dans la pyrite, massive à faiblement fracturée, et 2) libre dans les fractures recoupant la pyrite. Deux générations de carbonate furent identifiées. La première génération, en grande quantité, semble être celle associée à la formation des veines, alors que la seconde recoupe la pyrite. Il est courant d'observer cette deuxième génération de carbonate au sein des fractures porteuses d'or natif dans la pyrite, suggérant une origine commune entre cette deuxième génération de carbonate et l'or natif en fractures. La pyrite, la chalcopyrite, l'argent natif et la pyrrhotite sont présents en association avec l'or natif. Finalement, l'absence de teneurs aurifères dans les veines au mur de la faille du Cisaillement Ouest en profondeur alors que les veines au toit sont aurifères s'explique par une circulation de fluides hydrothermaux en deux étapes ou par l'évolution de la composition des fluides dans le temps. Ces fluides auraient évolué d'une composition stérile et riche en fer et magnésium vers un fluide aurifère riche en CO2 et en éléments volatils. Ces fluides ont circulé préférentiellement en bordure des failles. La perte du caractère économique des veines traversant la faille du Cisaillement Ouest (par exemple les veines C et F) s'explique par l'absence de circulation de la deuxième génération de fluides (aurifère). Seuls les fluides de la première génération ont contribué au bagage faiblement aurifère de ces veines.

Le bassin de Granada correspond à l'unité stratigraphique connue comme étant la Formation de Granada. Cette unité se situe dans la partie la plus méridionale de la Zone Volcanique Sud dans la ceinture de roches vertes de la Sous-province de l'Abitibi au Québec. L'analyse de faciès dans le bassin de Granada a permis d'identifier des roches détritiques et volcanoclastiques déposés dans un environnement évoluant d'un milieu marin relativement profond vers un milieu fluviatile. Les premiers dépôts, essentiellement turbiditiques (faciès la et lb) se seraient mis en place dans des sous-bassins en extension. Les sédiments recouvrant ces premiers dépôts s'organisent suivant une succession régressive qui évolue depuis des sédiments marins peu profonds dominés par l'influence des vagues (faciès 2a) vers des dépôts côtiers (faciès 2b). Ces dépôts constituent la zone de transition entre le milieu marin et le milieu continental. La zone de transition est marquée par des dépôts de grès-argilites-conglomérat à cailloux stratifiés (faciès 2b) transportés par les vagues et les marées entre la zone subtidale et intertidale. Les faciès 3a et 3b du lithofaciès volcanoclastique felsique sont interstratifiés aux faciès la, lb et 2a. Les dépôts du bassin de Granada sont des faciès de transition séparés par des discordances intrabassins; une caractéristique des bassins sédimentaires en marge de failles. Plusieurs caractéristiques appuient une sédimentation influencée par le tectonisme parmi lesquelles: i) des variations latérales et verticales de faciès locales et à l'échelle du bassin; ii) une alternance de séquences positives et de séquences négatives; iii) un taux d'accumulation très élevé; iv) la taille de certains fragments de conglomérat supérieure à 1 m ainsi que l'épaisseur stratigraphique des dépôts de conglomérat; v) l'interdigitation entre conglomérat et grès ; vi) les discordances intra-bassins; vii) la source locale du conglomérat et viii) le magmatisme alcalin associé. Le tectonisme serait continu durant toute la période de vie du bassin ce qui aurait induit plusieurs phases de renouvellement des aires de sédimentation et les discordances intra-bassins. Les premiers dépôts du bassin de Granada ont été cannibalises par les soulèvements et les érosions postérieurs et recyclés dans le remplissage du bassin plus récent par la suite. Ceci a entraîné les dépôts les plus jeunes le long des discordances intra-bassins. Au fur et à mesure que le bassin se remplit, les dépôts deviennent de moins en moins profonds, une caractéristique propre aux bassins de type «piggyback». La diminution de la profondeur est une conséquence de l'augmentation de topographie suite aux soulèvements répétés et continus des failles. Les roches sédimentaires du bassin de Granada sont intrudées par des filons-couches, stocks et dykes de porphyres. Ce sont des intrusions alcalines d'arc volcanique mature, comparables aux intrusions porphyriques et roches volcaniques du Timiskaming dans le secteur de Kirkland Lake en Ontario. Le style structural du bassin de Granada, constitué de plis serrés à isoclinaux, renversés et montrant une vergence vers le Sud représente une empreinte propre aux bassins de chevauchement. Deux traces axiales synclinales majeures orientées E-W sont distinguées. La juxtaposition de deux synclinaux dans une relation dos-à-dos est compatible avec une discordance entre eux, ce qui est également démontré par la présence de fragments de grès provenant du synclinal de Granada dans le conglomérat de la marge sud. Les soulèvements répétés au cours du raccourcissement et de la compression continus entraînent une progradation progressive des dépôts et une régression marine. L'asymétrie des plis et la progradation des dépôts sédimentaires constituent deux caractéristiques majeures pour diagnostiquer un bassin «piggyback». Une phase tardive d'exhumation serait responsable des dépôts du faciès 5 dominé par des conglomérats donnant naissance à un bassin de molasse. La phase d'extension tardive se manifeste au sein de la zone de déformation à la marge sud du bassin de Granada au contact avec la Sous-province de Pontiac. Le mouvement normal observé dans cette zone est compatible avec un soulèvement du Pontiac au sud, ce qui produirait une source probable pour le conglomérat du faciès 5. Le Groupe de Piché est une unité lithologique associée à la Zone de Faille de Cadillac. Il est constitué de laves mafiques à ultramafïques, de volcanoclastites et de conglomérats à fragments de porphyre. Il affleure entre le bassin de Granada et les roches sédimentaires attribuées à la Formation de La Bruyère. La Sous-province de Pontiac au contact avec le bassin de Granada est constitué de grauwackes finement lités renfermant des fragments lithiques. L'évolution géodynamique du bassin de Granada serait identique de par son architecture et à la nature de ses dépôts à celle d'un bassin d'avant pays périphérique dans le cas typique d'une subduction impliquant un arc ou une accretion de terranes. Il y aurait trois phases d'évolution; i) la phase flysch caractérisée par des faciès marins profonds et probablement développés dans un régime en extension, ii) la phase molasse précoce qui enregistre les effets du raccourcissement ce qui génère des plis à vergence sud. Le plissement et le chevauchement engendrent le soulèvement responsable des reliefs qui vont alimenter la sédimentation et la production massive de conglomérats déposés au sein des cônes deltaïques et iii) la phase de molasse tardive qui se développe dans une tectonique en extension tardi-orogénique qui permet d'exhumer le Pontiac au Sud le long de la Zone de déformation de Granada Sud.

Ce projet, financé par Aurizon Lté, aborde la Faille de Davidson (McWaters, Abitibi, Canada) et les minéralisations aurifères qui l'environnent. Il jouxte le projet d'exploitation aurifère Joanna. L'objectif vise à établir l'histoire géologique de la faille par rapport à son environnement métamorphique et de déformation, ainsi que son éventuel rôle métallogénique sur les minéralisations aurifères. La Faille de Davidson est une structure Nord-Est intersectant la Faille de Cadillac. Elle recoupe les roches des groupes de Cadillac et de Blake River. Le métamorphisme varie de la zone à biotite au sud à la zone à chlorite au nord. La déformation observable est principalement une schistosité Est-Ouest caractéristique de la déformation ductile D1 observée en Abitibi. Elle est perturbée par un événement D2 à proximité de la Faille de Davidson. Une histoire précoce de la Faille de Davidson est suggérée par les décalages apparents différents des unités stratigraphiques et de la Faille de Cadillac, un tracé courbé de la faille, par la présence de conglomérats de type Timiskaming du côté Est de la faille et par la présence d'un dyke de gabbro parallèle à la faille interprété comme synvolcanique. Les minéralisations aurifères sont de deux types : 1) un ensemble de veines contrôlées par des structures locales souvent associées à l'événement de déformation D1 avec une relation syn-déformation ductile, et 2) une minéralisation distante de la Faille de Cadillac, contrôlée par des fractures subparallèles à la Faille de Davidson et mise en place tardivement à la déformation ductile. Le secteur a enregistré deux générations de fluides hydrothermaux, l'une de température moyenne (300°C) et l'autre de haute température (450°C), chacun de type aqueux-carbonique accompagné de traces de H2S, N2, H2, CH4 et C2H6. La composition varie spatialement en proportion. La corrélation chronologique suggère que l'événement de haute température survient durant le métamorphisme tandis que l'événement de basse température reprend tardivement les veines après l'exhumation des roches. La dispersion spatiale de la composition suggère que la Faille de Davidson joue le rôle de conduit secondaire. Cette étude propose de considérer les failles mineures de l'Abitibi d'origine non orogénique comme des critères d'intérêts dans l'exploration aurifère en ayant joué un rôle dans la circulation des fluides hydrothermaux.

De nombreux travaux expérimentaux ont été effectués, au cours des dernières décennies pour recréer des magmas anatectiques felsiques à partir de la fusion par déshydratation de différents types de roches tels que des métasédiments ou des roches ignées. Cependant, les granites naturels de type S sont beaucoup plus enrichis en fer et magnésium que tous les liquides felsiques qui ont pu être obtenus expérimentalement. De plus, des analyses de liquides felsiques en inclusion dans les minéraux métamorphiques ont montré les mêmes résultats que les travaux expérimentaux. Récemment, Pentrainement de phases péritectiques lors de l'extraction du liquide a été démontré comme étant l'un des processus responsables de ces enrichissements. Seulement, un certain nombre des granites de type S riches en fer et en magnésium ne contiennent pas de minéraux tels que le grenat ou la cordiérite mais seulement un fort enrichissement enbiotite. L'hypothèse testée au cours de ce doctorat est que le processus responsable de l'enrichissement en FeO* (tout le fer est considéré comme étant du Fe2+) et MgO est l'incorporation et la désagrégation de matériel riche en FeO* et MgO lors de l'extraction et de la mise en place du granite et, que les réactions de ce matériel avec le magma entraînent la formation de biotite. Pour se faire, une étude de terrain, pétrologique et géochimique ainsi qu'une modélisation à l'aide du logiciel THERMOCALC, ont été effectuées sur un pluton granitique de croûte profonde : Le granite de Wuluma en Australie Centrale. Cette étude a permis de montrer que les enrichissements en FeO* et MgO dans le granite de Wuluma venaient principalement d'enrichissements en biotite, sous forme de schlieren, d'agrégats, ou bien dans la matrice. L'origine de trois types de schlieren a été déterminée. Les schleiren associés aux enclaves et les schleiren longs proviennent de la désagrégation et retirement d'enclaves et de lambeaux de roches encaissantes (pris entre les différents dykes de magmas). Les schlieren wispy viennent de la déformation de porphyroblastes de minéraux ferromagnésiens dans le granite. Une fois incorporés dans le granite, les minéraux ferromagnésiens présents dans les enclaves, roches encaissantes et porphyroblastes sont progressivement remplacés par la biotite. Cette étude montre que la cristallisation des phases anhydres entraine une augmentation de la teneur en H2O du magma, ce qui permet de remplacer tous les minéraux ferromagnésiens présents par de la biotite. Le temps pendant lequel le système va rester ouvert et la teneur en H2O du magma sont des facteurs déterminants pour engendrer ces réactions de remplacement. Cette étude a permis de mieux définir ce qu'il advient des minérauxpéritectiques après avoir été entraînés dans le magma anatectique et des xénocristaux incorporés lors de la mise en place du magma, avant qu'ils ne soient érodés et dispersés dans le granite, comme c'est le cas pour les granites ayant vu passer des quantités de magmas plus importantes ou mis en place à des niveaux supérieurs dans la croûte.

Ce projet de maîtrise, réalisé en partenariat avec la compagnie Minera Poderosa S.A., a pour but d'identifier les éléments primaires à la formation de la veine Consuelo et de caractériser la déformation en relation avec l'évolution du système hydrothermal. Il doit également permettre une meilleure compréhension des contrôles et processus de mise en place des veines et le développement d'un modèle de formation. Le système filonien aurifère de Poderosa, au sein de la Cordillère des Andes dans le Nord du Pérou, fait partie de la province de Pataz. Le gisement de Poderosa est un exemple classique de filons à contrôle structural présentant plusieurs caractéristiques qui ont été interprétées comme typiques des gisements orogéniques. Les veines (312 Ma 40Ar/39Ar) sont localisées dans la marge ouest du batholite tardi-Dévonien de Pataz (329 Ma), une intrusion calco-alcaline allongée N-S de 90 km et de composition dioritique à monzogranitique. Les veines sont associées à des zones de cisaillement fragile-ductile pouvant être interprétées comme des structures d'ordre secondaire à une faille de chevauchement majeure NNO matérialisée par la vallée du Maranôn. Elles se caractérisent par leur continuité latérale et verticale d'ordre kilométrique et par leur épaisseur généralement métrique. Tout comme la plupart des veines du secteur, la veine Consuelo montre une orientation générale N-S et un pendage modéré à 45 °vers l'est. Les épaisseurs sont très variables à l'échelle de la mine passant de quelques centimètres à plus de 5 m au centre du vecteur minéralisé. La veine occupe un ou plusieurs plans de fractures parallèles qui sont également observés en s'éloignant des secteurs connus. La veine (15-20 g/t Au) montre une paragenèse multi-stage typiquement riche en sulfures (Py, Sp, Ga, Aspy, Cp) avec quartz, carbonates, électrum et or. En l'absence de déformation, les textures sont dominées par des laminations résultant d'un mécanisme de « crack-seal », des cristaux de quartz en peigne et des brèches hydro thermales. En dépit des changements d'orientation de la veine, ces textures sont omniprésentes laissant voir une composante d'ouverture pluridirectionnelle. Lorsque déformée, la veine Consuelo devient rubanée et les épontes foliées. La présence de fragments d'éponte sans évidence de déformation au sein de la veine de même que l'asymétrie marquée de la déformation au toit et au mur suggèrent fortement une superposition tardive du cisaillement sur des veines « anté-déformation ». Une formation en extension dans des fractures préexistantes et dans un environnement dominé par la pression des fluides est le modèle privilégié pour expliquer l'origine des veines. En plus de la présence d'une série de fractures conformes, la mise en place de la veine Consuelo aurait été favorisée par le contact entre la diorite et une unité de hornblendite. Plusieurs vecteurs minéralisés sont reconnus au sein de la veine. Leur orientation de même que celle des hautes teneurs en Au correspondent à l'intersection du plan de veine et des failles transversales E-O. L'altération importante aux pourtours de ces failles de même que la présence de matériel hydrothermal et de valeurs anomales en Au suggèrent que ces failles auraient pu jouer un rôle dans l'acheminent des fluides hydro thermaux.

Les Eléments Hautement Sidérophiles (EHS) et les éléments chalcophiles sont des outils géochimiques essentiels pour la compréhension de processus géologiques tels que la différenciation terrestre et la formation de gisements magmatiques. Cependant, de nombreux aspects de leur comportement restent inconnus dans différents systèmes magmatiques. La distribution des éléments chalcophiles dans le manteau est mal déterminée à cause du manque de données pour les coefficients de partage entre le liquide sulfuré et le liquide silicate. Et le comportement des EHS pendant les premières étapes de la cristallisation du liquide sulfuré n'est pas bien compris, surtout en ce qui concerne le mode de formation de Minéraux du Groupe du Platine (MGP). Dans cette étude nous nous intéressons aux gouttelettes sulfurées trempées dans des verres frais de MORB. Ces gouttelettes représentent un liquide sulfuré qui a été trempé et qui a interagi avec le liquide silicate; ainsi elles sont adéquates pour calculer de nouveaux coefficients de partage et pour étudier la distribution des EHS et des éléments chalcophiles dans des sulfures représentatifs de sulfures magmatiques de hautes températures. Ces gouttelettes sulfurées présentent des textures variant de grains fins à zonées au sein d'un même échantillon ayant subi un refroidissement supposé homogène. Les textures à grains fins sont caractérisées par des intercroissances micrométriques de Solution Solide Monosulfurée (SSM) et d'une Solution Solide Intermédiaire (SSI) avec présence mineure de pentlandite et de magnetite. Les textures zonées sont caractérisées par une SSM massive et par un liquide sulfuré résiduel trempé riche en Cu avec présence d'exsolution de pentlandite et de magnetite automorphe. L'étude pétrographique et les analyses par Microsonde Électronique nous ont permis de déterminer que la taille des gouttelettes est un paramètre contrôlant les textures. Ainsi, les gouttelettes sulfurées de petites tailles (10- 30|im) présentent préférentiellement des textures à grains fins et les gouttelettes de grandes tailles (>50|um) présentent préférentiellement des textures zonées. Nous proposons que les petites gouttelettes sulfurées aient subi un sur-refroidissement plus brutal que les grosses gouttelettes sulfurées dû à une solubilité effective plus élevée. Au moment de l'éruption cette solubilité effective plus élevée retarde la cristallisation des petites gouttelettes sulfurées abaissant ainsi les taux de diffusion et augmentant les taux de nucléation ce qui aboutit à des textures à grains fins. À l'opposé, la cristallisation des grosses gouttelettes n'est pas retardée au moment de l'éruption ce qui permet la différenciation des phases sulfurées. Les analyses par Ablation Laser couplée à un Spectromètre de Masse (LA-ICP-MS) sur les gouttelettes à grains fins et le verre adjacent ont permis de calculer de nouveaux coefficients de partage pour le Co (45), Ni (776), Cu (133), Zn (3.5), Se (323), Ag (1138), Cd (107), Sn (10.8), Te (4791), Pb (57) et le Bi (487). Ces valeurs permettent de déterminer la contribution des sulfures au coefficient de partage général durant la fusion du manteau. Le Cu et le Te se comportent principalement comme des éléments compatibles pendant la fusion du manteau alors que les autres Iéléments chalcophiles sont modérément à fortement incompatibles. De plus, les rapports Cu/Pd des gouttelettes sulfurées suggèrent qu'elles se forment dans la chambre magmatique à Paplomb de la dorsale océanique et ont eu le temps de s'équilibrer avec le liquide silicate. Ni les profils de LA-ICP-MS ni les images de Microscope Electronique à Balayage ne montrent la présence d'inclusions indiquant qu'elles ne contiennent pas de Minéraux du Groupe du Platine (MGP). La répartition des EHS et des éléments chalcophiles dans les gouttelettes sulfurées montre que le Ni, Co, Re et une partie du Pt et du Pd sont intégrés en solution solide dans la SSM. Le Cu, Zn, Ag, Cd, Sn, Te, Bi, Pb et le Pt et le Pd restants sont concentrés dans le liquide sulfuré trempé riche en Cu. Comme pour les autres gouttelettes, les gouttelettes zonées ne contiennent pas de MGP. Le refroidissement subi par les gouttelettes implique que les taux de diffusion étaient trop faibles pour permettre la formation de MGP. Cela indique que l'exsolution est un processus majeur dans la formation des MGP dans les sulfures, qui est commun dans les systèmes refroidis plus lentement.

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

Une partie de la région nord-est de la Sous-province de La Grande (33H13, 33G07 et 33G09) a été cartographiée à l’échelle du 1/50 000 par les géologues du Bureau de l’exploration géologique du Québec. Dans cette région de la Baie-James, les formations de Magin, de Brune, et de Keyano (Aky5) sont composées de grès et de conglomérats à dominance de clastes felsiques (principalement des tonalites) et d’une proportion mineure de clastes ferrugineux (formation de fer et chert) et de clastes mafiques. Toutes les roches sont métamorphisées au faciès des amphibolites. Ces trois formations présentent des similitudes lithologiques qui peuvent conduire à les corréler entre elles de façon erronée. Le seul outil de corrélation utilisé présentement de façon régulière pour les roches de la Sous-province de La Grande est la géochronologie sur zircon. Le but de cette étude est de tester diverses autres méthodes pour établir les relations stratigraphiques entre les formations sédimentaires ayant un degré de similitudes, mais localisées dans des bassins distants géographiquement. L’étude sédimentologique conventionnelle supporte un environnement fluviatile de type Timiskaming commun aux trois formations et ne permet pas de les distinguer. L’étude pétrographique de ces formations révèle une recristallisation métamorphique des constituants de base qui limite grandement son utilité pour les caractériser et distinguer des sources différentes. Par contre, les clastes des conglomérats de ces formations peuvent être classés pétrographiquement; ils sont alors un outil intéressant, car représentatifs des sources. Donc, sur la base de la pétrographie des cailloux, la Formation de Brune se différencie des deux autres formations de la zone d’étude par l’absence dans les conglomérats de clastes de formation de fer. La lithogéochimie et la chimie minérale de certains minéraux lourds contenus dans de tels sédiments permet de corréler ou de distinguer les différentes formations sédimentaires puisque certains minéraux sont typiques de leurs sources. L’étude chimique des grès confirme le caractère distinctif de la Formation de Brune. L’analyse géochimique de base rend compte des différences entre les bassins, mais une analyse statistique (boîte à moustache, analyse en composantes principales, test de Tukey) couplée à des diagrammes binaires, permet de caractériser significativement chaque bassin par la géochimie. Toutefois, chaque bassin possède une signature géochimique caractéristique en éléments des terres rares. Cette méthode semble elle aussi très discriminante. En comparant la chimie des grès avec celle des clastes des conglomérats, il serait possible d’identifier la ou les sources principales. La géochimie des éléments immobiles (Th, La, Sc et Zr) permet d’identifier pour les trois formations un contexte tectonique commun d’îles en arcs continentales. Des diagrammes d’altération pour les roches archéennes révèlent une intensité faible de la météorisation. Les spectres multi-éléments en traces contenues dans les magnétites révèlent différentes sources temporelles. Des plutons felsiques, comme ceux présentement aux alentours des bassins, sont les sources principales des différentes formations, notamment le complexe de Langelier. La magnétite est un outil litho-corrélateur et indicateur de provenance des plus utiles dans le contexte métamorphique de la région. La géochimie des grès et de certains minéraux lourds sont donc les meilleurs outils pour établir des corrélations dans le contexte de la ceinture de roches vertes de La Grande. L’ensemble des méthodes utilisées dans cette étude converge toutes vers les mêmes conclusions : les formations de Magin et de Keyano possèdent au moins une source commune, alors que la Formation de Brune est la plus différente des deux autres.

II existe des échanges hydrauliques entre deux aquifères via un aquitard, mais il existe également des connexions hydrauliques directes entre deux types d'aquifères. Ces connexions hydrauliques entre un aquifère de roc fracturé et un aquifère granulaire sont mal documentées et peuvent représenter des quantités d'eau souterraine importantes qui transitent entre aquifères, et qui ne sont pas considérées dans le calcul des bilans hydriques. Donc, ces volumes d'eau négligés dans les bilans sous-estiment ou surestiment les quantités d'eau souterraine disponibles en réserve dans les aquifères. Il est alors essentiel de bien comprendre les flux d'eau souterraine donnant l'information nécessaire sur les calculs des réserves disponibles pour ainsi bien gérer cette ressource. Pour caractériser les écoulements souterrains régionaux et mettre en évidence les connexions hydrauliques entre deux types d'aquifère, des études à l'échelle régionale et à l'échelle locale ont été réalisées sur six sites investigués dans la région du Saguenay-Lac-Saint-Jean. Pour montrer l'existence de telles connexions à ces échelles, plusieurs levés et essais ont été menés au sein des puits et piézomètres de l'ensemble des sites investigués. En effet, des levés piézométriques, des essais de pompage, des diagraphies en forage et des simulations numériques ont été réalisés pour mettre en évidence l'existence de connexions hydrauliques entre deux types d'aquifères. Au final, sur les six sites investigués, cinq d'entre eux ont présenté l'existence de connexions hydrauliques entre les aquifères à ces endroits. Toutefois, suite aux diagraphies en forage faites sur trois des six sites investigués, les résultats ont démontré que le tubage d'acier de deux puits sur trois était mal ancré dans le roc. Ceci favorise donc un apport d'eau dans le puits aménagé dans l'aquifère rocheux en provenance de l'aquifère granulaire sous-jacent. Ainsi, ces résultats laissent croire qu'au Saguenay-Lac-Saint-Jean, un grand nombre de puits aménagés dans le roc semblent présenter un défaut d'ancrage de leur tubage d'acier créant une connexion hydraulique entre les aquifères.

La Tuffite Clé à Matagami est le principal métallotecte utilisé pour l’exploration des gisements de sulfures massifs volcanogènes (SMV) dans le camp depuis plus de 50 ans. Tous les gisements exploités se trouvent le long de cette unité à forte continuité latérale. Malgré l’importance de cet horizon, le lien génétique avec les minéralisations demeure flou et les tentatives pour établir des outils géochimiques pour guider l’exploration des SMV non jamais identifiées de variations cohérentes vers les zones minéralisées. Ce problème est attribuable principalement à la nature complexe de l’unité. Elle est interprétée comme étant le résultat de deux composantes dont les proportions sont variables: 1) une composante d’origine tuffacée, et 2) une composante chimique. La vision du projet vise à scinder le pôle chimique en deux composantes: 1) la composante précipitée et 2) la composante d’altération hydrothermale. Le pôle précipité chimique est issu des fumerolles et correspond donc à la précipitation sur le plancher océanique d’un panache métallifère et siliceux plurikilométriques. La composante d’altération hydrothermale, selon la vision proposée est épigénétique. Elle correspond à la migration latérale de fluides le long de la tuffite après sa mise en place et son recouvrement par le Groupe de Wabassee, voire même après le basculement de la séquence volcanique. C’est cette signature qui est ciblée ici pour dégager un meilleur signal, car elle est considérée comme découlant directement des systèmes hydrothermaux à l’origine des SMV. Le but du projet de recherche était de développer des outils géochimiques qui traduisent efficacement la signature hydrothermale des tuffites et qui permettront de guider l’exploration pour les SMV. Pour mener à bien ce projet, l’environnement de dépôt, et le lien entre la tuffite et les minéralisations ont été étudiés. Les résultats démontrent que pour les deux gisements étudiés (Persévérance et Bracemac-McLeod), la mise en place des minéralisations est dominée par des processus de remplacement sous le plancher océanique. La Tuffite Clé n’est donc pas une exhalite au sens strict du terme, mais un horizon poreux et localement fortement altéré, voire même remplacé par le passage de fluides hydrothermaux. Ces résultats sont significatifs pour l’exploration et mettent en perspective l’importance d’étudier la composante d’altération hydrothermale de la Tuffite Clé pour comprendre l’évolution du système hydrothermal et de développer des outils de guidage efficaces. Le premier volet comprend la mobilité des terres rares légère et de l’Europium. Ces éléments, souvent considérés comme immobiles, sont documentés comme mobiles dans les zones d’altérations à Matagami. Cette mobilité est indicatrice de conditions d’hydrothermalisme spécifique et semble refléter l’efficacité du système hydrothermal. En particulier, l’Eu a un comportement anormal, s’étendant largement en dehors des zones minéralisées, soit dans les zones d’altération les plus distales (jusqu’à 400 m). Le deuxième volet s’attaque à la caractérisation de la chimie des pyrites, minéral omniprésent dans les zones minéralisées, mais aussi dans les halos d’altération. Seulement une minorité d’éléments ont été utiles pour décortiquer l’évolution du système hydrothermal. Parmi eux, Se, Tl et As sont particulièrement importants puisqu’ils ont permis de discriminer des pyrites provenant de zones minéralisées de basse et haute températures versus des pyrites associées à des zones non-économiques. Ces résultats ont une importance pour l’exploration des SMV à l’échelle du camp. Le modèle génétique mérite d’être réévalué. De nouveaux outils pour l’exploration (mobilité des terres rares et chimie des pyrites) ont été développés et sont vraisemblablement applicables à d’autres environnements de type SMV dans le monde.