La suite mafique et ultramafique de la Baie-à-Cadie au lac Kénogami est située à proximité de la suite anorthositique de Lac St-Jean, dans la partie centrale de la province de Grenville. L'âge obtenu pour la suite est de 1150 Ma, ce qui correspond à l'âge de la suite anorthositique de Lac St-Jean (1140 Ma à 1160 Ma). Deux indices de sulfures de nickel et cuivre ont été découverts sur les bordures de l'intrusion. À la lumière de la découverte récente de sulfures massifs à Voisey's Bay dans un contexte tectonique semblable, l'origine de la suite et de ses indices minéralisés ont été étudiés en détail. Les sulfures se présentent sous trois formes soit interstitiels disséminés entre les silicates, disséminés en forme de globules d'environ 3 cm dans une matrice de silicates et en lentille de sulfures massifs (1 x 2 m) à l'indice Dumont. Les principaux minéraux des sulfures sont la pyrrhotite, la pentlandite et la chalcopyrite. La roche hôte des sulfures est un gabbronorite. Les unités contenant les sulfures disséminés ont en moyenne 0,2% Ni, 0,1% Cu et 0,2 ppm Pt+Pd. Les sulfures massifs contiennent 2,8% Ni, 1,1% Cu et 1 ppm Pt+Pd. Le modèle de formation des sulfures magmatiques associés à des intrusions mafiques et ultramafiques peut être divisé en quatre étapes: 1) génération d'un magma résultant d'un pourcentage élevé de fusion partielle du manteau permettant d'absorber les sulfures et ainsi les métaux; 2) transport rapide du magma jusqu'à la croûte pour éviter la perte de sulfures en chemin; 3) saturation du magma en sulfures, probablement par contamination du magma par un produit de fusion partielle des roches encaissantes; 4) accumulation de sulfures en quantité suffisante pour former un gisement. Les gabbronorites en marge de l'intrusion sont interprétés comme étant représentatifs du magma parental. Les éléments majeurs indiquent que ce magma est tholeiitic. Le contenu en forstérite des divines dans les harzburgites (Fo86) indique que le magma était riche en MgO mais les roches ont aussi des anomalies négatives en Ta et positive en Th. La composition peut être modélisée par la contamination d'une picrite tholéiitique avec 10% du paragneiss encaissant. La picrite pouvait représenter le magma riche en Ni et ÉGP. La localisation des sulfures en marge de l'intrusion ainsi que l'anomalie négative en Ta suggèrent que l'assimilation des paragneiss a provoqué la saturation en sulfures du magma. Les sulfures ont collecté des métaux mais ne semblent s'être accumulés que dans de rares endroits en assez grande quantité pour former des sulfures massifs et collecter suffisamment de métaux pour former d'un gisement. Il semble que le processus ait été interrompu avant que les sulfures aient eu l'occasion de s'accumuler. Les sulfures dans le gabbronorite montrent un appauvrissement en ÉGP par rapport à Ni et Cu. Un contexte tectonique peu favorable à l'ascension rapide et facile du magma pourrait être responsable de ce caractère. Le magma a pu perdre une première fraction de sulfures, entraînant préférentiellement les ÉGP.

Le Groupe de Hunter Mine et le Groupe de Stoughton-Roquemaure sont situés dans la zone volcanique Nord de la ceinture archéenne de roches vertes de l'Abitibi. De plus, le Groupe de Hunter Mine a été formé lors du premier cycle volcanique et le Groupe de Stoughton-Roquemaure lors du deuxième cycle volcanique de cette ceinture. Le but de ce mémoire était de déterminer, de décrire et d'interpréter les différentes unités volcaniques de la zone de transition du Groupe de Hunter Mine et ceux de la base du Groupe de Stoughton-Roquemaure afin de faire une reconstitution paléogéographique de ces groupes. La zone de transition du Groupe de Hunter Mine est constituée, à sa base, de dykes ou filons-couches felsiques et mafiques, de coulées de laves felsiques massives et bréchiques (faciès proximal), d'hyaloclastites felsiques, de coulées de basaltes tholéiitiques massives, coussinées et/ou bréchiques, de brèches hétérolithiques, de formations de fer rubanées (chert/magnétite, jaspe/magnétite) et de tufs turbiditiques composés d'un faciès de tuf à lapilli fin (R2,S2, R2/S3, S3), d'un faciès de tuf grossier (S2, Ta, Tab, Tb, Tac, Tad, Tae, Tbc, Tcd) et d'un faciès de tuf fin (Td, Te). La partie centrale de la zone de transition est caractérisée par un volume moins important de laves felsiques et mafiques et d'une augmentation des dépôts pyroclastiques. De plus, l'augmentation des coulées de laves mafiques vers le sommet du Groupe de Hunter Mine a été constatée. Le sommet de la zone de transition est formé de laves felsiques à phénocristaux de feldspath (PF), ou à phénocristaux de quartz et de feldspath (PQFi, PQF2, PQF3, PQF?) ainsi que des dépôts de sulfures volcanogènes. L'assemblage volcanique du Groupe de Hunter Mine a, par la suite, été recouvert par des coulées de basaltes et de basaltes komatiitiques massives et/ou coussinées. Celles-ci représentent la base du Groupe de Stoughton-Roquemaure. L'association d'éruptions effusives (laves) et explosives (dépôts pyroclastiques) suggère que le volcanisme, de la zone de transition, soit composite. De plus, la combinaison de dépôts felsiques et mafiques ainsi que l'augmentation de coulées mafiques vers le sommet du Groupe de Hunter Mine sous-entend que le volcanisme est bimodal inverse. L'interdigitation des coulées de basaltes tholéiitiques coussinées, des formations de fer rubanées et des sulfures volcanogènes avec les laves felsiques et les dépôts pyroclastiques indique que l'édifice volcanique de Hunter Mine et ses éruptions étaient sous-marines. La zone de transition du Groupe de Hunter Mine a été formée en deux épisodes d'éruption volcanique. Chacun d'eux est composé d'une période effusive et d'une période explosive phréatomagmatique. Le stade effusif est plus important dans le premier épisode volcanique contrairement au stade explosif qui est plus considérable pendant le deuxième épisode volcanique. Lors de l'arrêt momentané du premier épisode volcanique il y a eu création de formations de fer rubanées de type pélagique ou de type Algoma appartenant au faciès oxydé et le deuxième arrêt se caractérise premièrement par le dépôt de formations de fer rubanées de type pélagique ou de type Algoma du faciès carbonate et deuxièmement par la précipitation de sulfures volcanogène de type Mattabi. Le dernier arrêt du volcanisme indique la fin du Complexe volcanique de Hunter Mine. Les dépôts de la base du Groupe de Stoughton-Roquemaure sont le produit dérivé des plumes ou panache mantelliques. Les faciès coussinés des laves indiquent que le Complexe volcanique de Stoughton-Roquemaure s'est formé dans un milieu sous-marin.

Le secteur du Lac Ackerman (5 km x 3 km) est situé dans la portion centrale de la ceinture de roches vertes de Swayze et comprend trois assemblages stratigraphiques : 1) un assemblage de roches sédimentaires riches en shales ; 2) un assemblage de roches volcaniques mafiques à ultramafiques et 3) un assemblage de roches volcanoclastiques felsiques. Il présente aussi une série d'intrusions porphyriques encaissées principalement dans l'assemblage de roches volcanoclastiques felsiques qui est composé de tufs à cristaux turbiditiques qui se sont déposés dans un environnement marin profond. On y retrouve de plus, une minéralisation aurifère d'occurrence veine ainsi qu'une minéralisation aurifère d'occurrence disséminée dans les intrusions porphyriques. Les intrusions présentent une texture principalement porphyrique avec une minéralogie composée majoritairement de phénocristaux de plagioclase, de phénocristaux de quartz, de reliques de phénocristaux de hornblende, d'une mésostase quartzo-feldspathique de même que des quantités moindres d'apatite et de zircon. Cinq familles d'intrusions porphyriques subdivisées en douze types ont été définis : 1) les intrusions porphyriques à phénocristaux de plagioclase et de quartz (PFQ) ; 2) les intrusions porphyriques à phénocristaux de quartz ± plagioclase (PQF) ; 3) les intrusions porphyriques à phénocristaux de plagioclase (PF) ; 4) les intrusions porphyriques à phénocristaux de plagioclase et de hornblende (PFH) et 5) les intrusions aphanitiques. Ces différents faciès possèdent des caractéristiques géochimiques relativement similaires. Ils forment une série magmatique de différenciation provenant d'une même source magmatique et les relations de recoupement observées sur le terrain indiquent que la mise en place des intrusions porphyriques s'est effectuée des intrusions les plus évoluées vers les intrusions les moins évoluées. Les spectres des éléments des terres rares (ETR) sont enrichis en ETR légères par rapport aux ETR lourdes ((La/Yb)N : 8,86-46,90). Les diagrammes multi-éléments montrent des spectres à pente négative progressive et des anomalies prononcées en Ti-Nb-Ta. Les intrusions possèdent une affinité calco-alcaline et les différents diagrammes discriminants suggèrent un contexte tectonique d'arc magmatique évolué probablement d'origine continentale. Les intrusions porphyriques sont allongées selon une orientation préférentielle et sont plus abondantes au sein d'une bande occupée par l'assemblage de roches volcanoclastiques felsiques. Ces observations laissent croire à un contrôle structural sur la mise en place des intrusions porphyriques. Le secteur du Lac Ackerman de même que les intrusions porphyriques sont affectés par deux déformations D1 (plissement associé à une schistosité S1) et 02 (zones de cisaillement en chevauchement) qui sont caractéristiques d'un épisode tectonique de raccourcissement. Les fractures qui ont pu contrôler la mise en place des intrusions porphynques n'ont cependant pas laissé de signature apparente.

Le champ géothermique du Bouclier Canadien est caractérisé par un flux moyen de 41 mWm~2, qui suggère une production de chaleur moyenne dans la croûte comprise entre 0.7 et 0.8 /iWm~3. Le flux de chaleur relativement faible favorise la stabilité du bouclier et lui a permis de résister à la déformation tectonique. Les variations du flux de chaleur à la surface sont dominées par la composition de la croûte. Un flux élevé implique généralement une composition felsique et il est d'autant plus faible que la croûte devient plus manque. La production de chaleur en surface n'est pas représentative de la production moyenne de la croûte. Le flux de chaleur dans le Bouclier Canadien ne dépend donc pas de la production de chaleur en surface, mais dépend de la composition principale de la croûte. L'interprétation combinée des données géophysiques nous permet de déterminer les variations de composition d'échelle crustale à partir desquelles il est possible d'établir la structure de la croûte. L'étude détaillée de TOrogène de Trans-Hudson et de la Sous-province d'Abitibi a montré que le flux de chaleur, la gravité et la sismique lorsqu'elles sont combinées fournissent des contraintes efficaces pour déterminer l'architecture crustale. En général, la croûte est trop résistante pour se déformer par fluage, excepté très localement. Le mode de déformation de la lithosphère continentale dépend de la composition et du gradient géothermique. Nous montrons que la lithosphère du Bouclier Canadien demeure principalement fragile jusqu'à une profondeur de plus de 150 km. Une déformation ductile pourrait cependant être possible localement à la base de la croûte, comme dans la ceinture de Thompson par exemple. Si l'on admet que la lithosphère peut résister à des contraintes allant jusqu'à 20 MPa (taux de déformation è < 10~15 s"1), l'épaisseur de la lithosphère est de l'ordre de 300 km pour la ceinture de Thompson et est supérieure à 300 km pour la sous-province d'Abitibi. La résistance maximum de la lithosphère est atteinte dans la partie supérieure du manteau. La lithosphère du Bouclier Canadien est donc capable de supporter d'importantes contraintes tectoniques sans déformation notable. C'est le régime fragile qui contrôle le comportement rhéologique de la lithosphère supérieure du bouclier.

La mine d'or d'Omai est située dans le Supergroupe Barama-Mazaruni, qui fait partie de la ceinture paléoprotérozoïque de roches vertes du Bouclier guyanais. La séquence stratigraphique se compose de cycles de roches volcaniques mafiques (et de corps mafiques-ultramafiques sous-volcaniques génétiquement reliés) à felsiques, intercalées avec des sédiments terrigènes. La séquence volcano-sedimentaire a été percée par un stock quartzo-monzodioritique (le stock d'Omai), ainsi que par plusieurs filons de porphyres quartzo-feldspathiques et rhyolin'ques de formes irrégulières. Des dikes et des sills mafiques post-minéralisation se sont mis en place au Mésoprotérozoïque et au Trias. La séquence volcano-sédimentaire de Barama-Mazaruni a été métamorphisée au sousfaciès des schistes verts inférieur. La structure locale est relativement simple et consiste en deux phases de déformation (Dl et D2). La phase Dl a produit une foliation régionale fortement pentée ayant une direction ESE-ONO ainsi que des cisaillements ductiles subparallèles à la foliation régionale. La phase D2 a plutôt produit une fracturation cassante/ductile a pendage modéré et disposée perpendiculairement aux zones de cisaillement de la phase Dl. Les structures D2 représentent les principales voies d'accès des fluides minéralisateurs. Le gisement d'Omai se compose de deux zones aurifères distinctes, exploitées depuis 1992 dans des fossees à ciel ouvert appelées Fennell et Wenot. La minéralisation de Fennell est reliée principalement au stock d'Omai et, en moindre volume, dans les roches volcaniques encaissantes (basaltes tholéiitiques et andésites calco-alcalines). La minéralisation de Wenot est principalement associée à des dikes tabulaires de porphyres quartzo-feldspathiques et de rhyolites fortement silicifiés, et localement à des andésites et métapelites. Les caractéristiques géologiques et les données géochronologiques des deux zones minéralisées suggèrent qu'elles sont reliées génétiquement et représentent un même événement métallogénique corrélable à la dernière phase de déformation cassante-ductile associée à l'orogenèse trans-amazonienne il y a 2.0 Ga. Les veines aurifères sont subhorizontales et subverticales. Les veines subhorizontales ont été divisées en trois systèmes: 205°-215o/15-35°NO, 120°-140°/15°-35°SO et un système à direction variable et pendage de 5-15° qui longe le contact nord du stock d'Omai. Ces systèmes de veines sont essentiellement confinés aux roches magmatiques felsiques (le stock d'Omai, les dikes de porphyres quartzo-feldspathiques et de rhyolites), à l'exception du troisième système qui se propage uniquement dans les basaltes tholéiitiques de la zone Fennell. La majorité des veines se pincent abruptement au contact des roches volcano-sédimentaires encaissantes plus ductiles. L'épaisseur des veines varie de quelques millimètres à 0.8 m. Dans la zone Fennell, les veines subhorizontales montrent peu de variation de direction et pendage, tandis que dans la zone Wenot elles ont des directions et pendages aléatoires décrivant l'aspect typique en "stockwork". Les veines subverticales recoupent tous les contacts stratigraphiques. Elles sont moins abondantes que les veines subhorizontales. Les relations de recoupement en alternance entre les veines subhorizontales et subverticales suggèrent que leur mise en place était simultanée. Les réseaux de veines sont de type fentes de tension ("crack-seal" et "cisaillement") et de type brèches. Certaines caractéristiques texturales des veines à Ornai sont comparables avec celles décrites dans les gisements d'or orogénique archéens, tandis que d'autres sont semblables aux textures décrites dans les gisements épithermaux cénozoïques des régions circum-pacifiques. La minéralogie des veines comprend principalement, en ordre d'abondance relative, du quartz, carbonates (calcite, ankérite), scheelite, or natif, et plusieurs espèces de sulfures et tellurures. La plupart des phases métalliques et de gangue ont précipités à basse température (entre 120 et 260 °C), dans un milieu chimique situé à la limite entre oxydant et réducteur. Les premiers fluides hydrothermaux enrichis en CO2, W, et Na ainsi que les fluides subséquents enrichis en S ont joués un rôle important dans le transport et dépôt de l'or. Les mécanismes probables qui ont influencés le dépôt de l'or incluent: 1) le refroidissement des fluides minéralisateurs; 2) la composition chimique des épontes et; 3) la perméabilité de l'éponte. L'efficacité de l'interaction fluide-roche et la diminution graduelle de la/b2 et du H;S dans les solutions hydrothermales ont favorisé le dépôt de l'or et des sulfures/tellurures. Les scheelites des veines aurifères ont des rapports isotopiques 87Sr/86Sr variant entre 0.7019-0.7021 et des valeurs ôI80 entre 3.8 et 4.8%o, qui suggèrent des températures et des compositions isotopiques constantes des solutions hydrothermales. Les isotopes d'oxygène mesurés dans le quartz varient entre 13.2 et 14%o et sont identiques aux rapports isotopiques mesurés dans des carbonates (moyenne de 13.8%o pour la calcite et 14.4%o pour l'ankérite). Les isotopes du carbone des carbonates varient entre +1.7 et 4.7%o. Les valeurs de Ô18O des fluides hydrothermaux se situent entre +5.3 et -2.7%o et les valeurs de ÔD entre -52 et +18%o. Les isotopes radiogéniques et stables des deux principaux types de veines suggèrent que les fluides minéralisateurs proviennent de deux sources différentes: 1) d'origine mantéllique et/ou en provenance de la partie inférieure de la croûte continentale, qui ont interagit avec les roches volcaniques mafiques locales et; 2) d'origine superficielle (eau marine ou météorique). Les conditions physico-chimiques de dépôt de la minéralisation à Omai (basse température, pression, salinité, et contenu en CO2, pH légèrement acide à neutre, fugacités modérées de l'oxygène et du soufre, fugacité élevée des tellurures), l'implication de l'eau de surface, la présence des structures hôtes de la minéralisation de nature essentiellement cassante et la localisation dans un terrain faiblement métamorphisé sont autant de critères permettant de classer Omai dans la catégorie des gîtes épithermaux. D'autres caractéristiques majeures tels que: le style d'altération; le cadre géodynamique; l'emplacement tardi-orogénique/syn- à tarditectonique; la présence des fluides d'une source profonde et; de manière moins directe, la paragénèse minéralogique se rattachent à la définition des gîtes mésothermaux plus profonds. La superposition des caractéristiques épi- et mésothermales d'Omai correspond donc à la partie supérieure du "continuum model" proposé pour les gisements archéens de type "gold-only" et définie comme le domaine crustal dit épizonal. Omai serait donc un premier exemple de gîte orogénique aurifère d'âge paléoprotérozoïque de type épizonal associé aux granitoïdes et aux roches vertes. Il représente un équivalent de ce type de gîte ayant été décrit uniquement dans certains cratons archéens (Yilgam et Zimbabwe).

L'intrusion de Partridge River est située le long de la marge nord-ouest du complexe de Duluth, Minnesota, et repose sur des roches sédimentaires de la Formation de Virginia. Un total de quatre gisements non exploités de Cu-Ni-éléments du groupe du platine (ÉGP) se retrouvent près de la base de l'intrusion, soit ceux de Dunka Road, Babbitt, Wetlegs et Wyman Creek. L'origine de la minéralisation est principalement liée à la contamination du magma hôte suite à l'assimilation de roches argileuses sulfurées de la Formation de Virginia. La minéralisation en sulfures est en grande partie de type disséminé (1-5% de sulfures), avec localement quelques zones de sulfures massifs à semi-massifs. Les zones minéralisées sont caractérisées par la présence de nombreuses enclaves partiellement assimilées de roches encaissantes appartenant à la Formation de Virginia. Une étude détaillée du gisement de Dunka Road a mené à l'identification et la caractérisation de cinq différents types de minéralisation en sulfures, soit: 1) sulfures disséminés dans la norite hôte; 2) sulfures disséminés dans la troctolite hôte; 3) horizons de sulfures disséminés enrichis en ÉGP; 4) lentilles de sulfures massifs à pyrrhotite; et 5) sulfures disséminés enrichis en cuivre. Les sulfures disséminés dans la norite se retrouvent soit à proximité d'enclaves de roches sédimentaires encaissantes ou près de la base de l'intrusion. Us se sont formés à des taux élevés d'assimilation (ex. 20-75%) sous des conditions de faibles facteurs R (ex. 50-400), comme en témoigne les valeurs moyennes élevées de Ô34S (1 l,2%o) et de S/Se (9700) déterminées pour le gisement de Dunka Road, les teneurs appauvries en ÉGP et autres métaux, les valeurs élevées de Cu/Pd, Ni/Pd et Cu/Pt, et les proportions élevées de pyrrhotite et de minéraux arsénifères. Les sulfures disséminés dans la troctolite forment la plus grande partie de la minéralisation, et se retrouvent à une certaine distance (ex. 50-300 m) du contact basai. Us sont associés à des taux d'assimilation faibles à modérés (ex. 5-20%) et à des valeurs modérées du facteur R (ex. 700-3000), tel qu'indiqué par les valeurs moyennes intermédiaires de ô34S (7,8%o) et de S/Se (4600), et les teneurs modérées en ÉGP et autres métaux. Les horizons de sulfures disséminés enrichis en ÉGP (jusqu'à 2,9 ppm Pd+Pt) se retrouvent généralement à 150-250 m de la base de l'intrusion directement sous des niveaux de roches ultramafiques. Us se sont formés à des valeurs élevées du facteur R (ex. 3000-15 000) à partir d'un magma parent non contaminé, tel que le laisse suggérer les faibles valeurs moyennes de Ô34S (2,l%o) et de S/Se (2600) qui rappellent celles du manteau, les teneurs élevées en ÉGP, les faibles valeurs de Cu/Pd, Ni/Pd et Cu/Pt, et la faible proportion de pyrrhotite par rapport aux sulfures à métaux de base. Les sulfures massifs enrichis en pyrrhotite, et les sulfures disséminés enrichis en cuivre (chalcopyrite et cubanite) avec lesquels ils sont associés, se retrouvent sous forme de lentilles horizontales le long de la base de l'intrusion, ou plus rarement sous forme de veines subverticales recoupant les roches mafiques minéralisées. Us ont des valeurs moyennes relativement élevées de 534S (10,2%o) et de S/Se (8000) qui témoignent d'une importante contamination du magma parent. Il est interprété que les cinq différents types de minéralisation en sulfures décrits ci-dessus résultent de l'action combinée de trois principaux processus, qui ont opéré de façon progressive à partir de la mise en place du magma jusqu'à la cristallisation complète des sulfures. Ces processus sont: 1) l'assimilation de roches sédimentaires encaissantes; 2) l'interaction entre le liquide sulfuré et le magma silicate (facteur R); et 3) la cristallisation fractionnée du liquide sulfuré. Une augmentation générale du taux d'assimilation est observée vers la base de l'intrusion, associée à une diminution du facteur R et de la teneur en métaux des sulfures. Ceci résulte de l'introduction d'un produit de fusion partielle granitique enrichi en soufre dérivé des roches sédimentaires encaissantes, qui étant moins chaud que le magma mafique environnant, a mené à la précipitation hâtive du liquide sulfuré à l'intérieur des roches hôtes noritiques. Le liquide sulfuré a cristallisé près de sa source (Le. roches encaissantes et enclaves) de telle sorte qu'il a eu moins de temps pour interagir avec le magma, ce qui explique les faibles valeurs du facteur R associées à ce type de minéralisation. Les sulfures disséminés dans la troctolite se sont formés à partir d'un magma moins contaminé et donc plus chaud que le magma noritique, favorisant une interaction prolongée entre le liquide sulfuré et le magma hôte troctolitique et expliquant par le fait même les plus grandes valeurs du facteur R obtenues par rapport aux sulfures dans la norite. Les sulfures disséminés enrichis en ÉGP se sont quant à eux formés suite à une nouvelle injection de magma non contaminé directement au-dessus de la séquence de roches basales minéralisées. Le liquide sulfuré présent dans ce magma a atteint des facteurs R très élevés suite à son interaction prolongée avec le magma en turbulence. Le liquide sulfuré a éventuellement percolé dans les roches sous-jacentes et a cristallisé pour former les horizons de sulfures disséminés enrichis en EGP. Finalement, aux endroits où une importante quantité de liquide sulfuré s'est accumulé (Le. zones minéralisées de Local Boy et de Tiger Boy du gisement de Babbitt; gisement de Dunka Road), sa cristallisation fractionnée a mené à la formation d'une solution solide de monosulfure enrichie en fer et d'un liquide sulfuré résiduel enrichi en cuivre. Avec une baisse de température, le liquide sulfuré fractionné a migré vers la bordure du sulfure massif pour éventuellement cristalliser en chalcopyrite et en cubanite, alors que la solution solide de monosulfure s'est exsolvée en pyrrhotite et en pentlandite.

Les veines de quartz aurifères riches en sulfures de la mine Géant Dormant sont encaissées dans les roches du premier cycle volcanique (2730-2720 Ma) de la Zone Volcanique Nord de la ceinture archéenne de l'Abitibi. La minéralisation aurifère est centrée sur un complexe felsique recoupant une séquence volcano-sédimentaire, composée de filons-couches mafiques interlités avec des sédiments et des laves mafique et felsique. Un dôme dacitique et des essaims de dykes de FP et de QFP composent le complexe felsique. Deux générations de dykes recoupent la minéralisation: (1) mafiques tholéiitiques et (2) shoshonitiques. Les roches felsiques sont calco-alcalines (Zr/Y«12; [La/YbJ^ll^) et cogénétiques; celles mafiques sont tholéiitiques (Zr/Y~2,5; [La/Yb]N of 0,6-1,9) et sont également cogénétiques entre elles. Les dykes de QFP, datés à 2722 ± 2 Ma (U-Pb sur zircons), sont consistants avec l'âge du premier cycle volcanique. L'empilement volcanique a été construit de manière séquentielle en milieu sous-marin profond (> 3 150 m) à partir de deux sources magmatiques: une source felsique proximale et une mafique distale. Les couches s'orientent E-0 et sont fortement inclinées vers le S, formant une séquence homoclinale normale localisée sur le flanc N d'un pli régional et d'axe E-0 subhorizontal. Une schistosité régionale E-0 et subverticale, contenant une linéation d'étirement subverticale, se superpose sur toutes les roches. L'intensité de la déformation est faible et hétérogène. Tous les types de roches, incluant les veines aurifères, sont métamorphisés au faciès des schistes verts. Trois événements successifs de minéralisation aurifère ont été identifiés: (1) une minéralisation volcanogène précoce, manifestée par l'altération (chlorite, séricite, quartz) et la sulfurisation (filonnets et disséminations de pyrrhotite et chalcopyrite) des roches du paléo-fond océanique; (2) une minéralisation autométasomatique correspondant à la chloritisation et à la pyritisation interne du dôme dacitique; et (3) une minéralisation filonienne incluant les veines aurifères et la minéralisation interne des dykes de QFP. Les veines se composent de 5 à 80% (-25%) de sulfures (pyrite, pyrrhotite, chalcopyrite, sphalerite et arsenopyrite). Le quartz et des traces de chlorite, de séricite, de tourmaline ainsi que de cal cite et d'actinote métamorphiques composent la gangue. L'altération des épontes est nulle à faible (chlorite-séricite). Le système de veines se compose de 4 familles de veines interconnectées, dont la géométrie devient plus complexe vers la paléo-surface. Les facteurs de contrôle correspondent à des perméabilités primaires que sont: les unités lithologiques spécifiques, les contacts lithostratigraphiques, les failles synvolcaniques, et les joints préexistants. Les dykes de QFP, caractérisés par une intense séricitisation et une pyritisation, constituent les conduits hydrothermaux pour la formation des veines. Les relations de recoupement, structurales et géométriques indiquent que les veines se sont formées lorsque les couches étaient en position initiale subhorizontale, après l'injection des QFP mais avant la fin du magmatisme mafique tholéiitique, et que la déformation ductile régionale est superposée sur les veines. Le contenu de concentrés de sulfures en éléments des terres rares (ÉTR) et traces a été déterminé par INAA. Les spectres des ÉTR sont spécifiques pour chaque événement, alors que la teneur en éléments traces définit une tendance évolutive. La pyrrhotite précoce se caractérise par des spectres en ÉTR faiblement fractionnés avec des anomalies négatives en Ce et par des concentrations fortes en Ni et Co et faibles en Au et Ag. Cette signature est cohérente avec le lessivage des éléments à partir de minéraux ferro-magnésiens des basaltes de l'empilement volcanique sous-jacent et avec le mélange entre les fluides hydrothermaux et l'eau de mer oxydante au site de minéralisation. Les sulfures des veines sont caractérisés par des contenus faibles en Ni et Co mais élevés en Au et Ag, ainsi que par un fractionnement prononcé en ÉTR légères et une anomalie positive en Eu. La signature en ÉTR se compare à celle typique des systèmes volcanogènes matures et actifs, dominés par le lessivage des éléments dans les plagioclases des basaltes. Ces données démontrent le lien génétique entre les événements de minéralisation et s'intègrent au sein d'un modèle volcanogène qui a progressivement gagné en maturité. La valeur moyenne ô18O du quartz de la minéralisation de fond océanique est de 11,9 ± 0,6%o et les fluides ont une valeur Ô18O de 3,2%o calculée à 250°C. Les compositions isotopiques moyennes de l'oxygène pour le quartz et la chlorite des veines aurifères sont respectivement de 12,5 ± 0,3%o et 5,9 ± l,l%o. Une température de formation de veines de ~275°C est déterminée en utilisant les valeurs 518O du quartz et de la chlorite; cohérente avec celle de 269 ± 10°C, calculée à partir de la composition des chlorites. À 275°C, la valeur ô18O calculée des fluides à l'origine des veines est de 4,7%o. Les valeurs ô34S des sulfures pour les trois événements de minéralisation sont comprises entre 0,6 et 2,8%o; comparables avec les valeurs magmatiques. Les géothermomètres isotopiques du souffre indiquent une température de ~350°C pour la précipitation des sulfures dans les veines. Les données isotopiques supportent le lien génétique entre les trois événements de minéralisation et sont compatibles avec un système volcanogène évolutif. La nature évoluée des fluides (ô18O = 4,7%o) est attribuée à l'apport de fluides magmatiques au système hydrothermal convectif dominé par l'eau de mer modifiée. Les veines résultent de l'épisode final d'un système volcanogène comportant quatre stades évolutifs. Le Stade 1 implique l'altération et la minéralisation des roches du paléofond océanique. Au Stade 2, l'injection des filons-couches mafiques (~1 km) entraîne le colmatage du système hydrothermal. Le Stade 3 correspond à l'introduction du dôme et à la reprise de l'activité hydrothermale. Le Stade 4 implique l'injection des dykes de QFP qui, subséquemment, ont servi de conduits hydrothermaux. Les veines résultent du remplissage de fractures développées à proximité des QFP. La formation des veines est conséquente à la construction séquentielle de l'édifice volcanique à partir des deux sources. L'injection des filons-couches a perturbé l'activité hydrothermale associée au centre felsique. La reprise du magmatisme felsique a généré des fractures pour la formation des veines, qui a été favorisée par la pressurisation lithostatique des fluides au sein d'un milieu imperméable. L'enrichissement en or, du Stade 1 au Stade 4, résulte de l'évolution intrinsèque du système, étant probablement relié à l'ébullition des fluides lors de la formation des veines. Ces résultats ont une importance particulière pour l'exploration aurifère. À l'échelle du gisement, deux méthodes ont été développées pour faciliter la corrélation spatiale de veines interceptées en forages. Pour l'exploration régionale, cette étude démontre le potentiel aurifère des systèmes volcanogènes. Elle implique également que les minéralisations aurifères filoniennes ne sont pas restreintes chronologiquement à la phase d'accrétion tectonique, et spatialement aux zones majeures de déformation. Enfin, les complexes de filons-couches mafiques, où le magmatique felsique est synchrone, peuvent être considérés comme fertiles pour la formation des veines aurifères volcanogènes. La mine Géant Dormant est un dépôt aurifère filonien situé dans la Zone Volcanique Nord de la sous-province de l'Abitibi. La minéralisation est encaissée dans une séquence homoclinale normale, composée de strates volcano-sédimentaires recoupées par un complexe felsique (intrusion dacitique, essaim de dykes felsiques de FP et de QFP). Les couches s'orientent E-W et sont fortement inclinées vers le sud. Des dykes mafiques à hornblende recoupent toutes les unités lithologiques, ainsi que les lentilles aurifères. La déformation régionale à caractère ductile est faible et hétérogène. Elle affecte toutes les unités lithologiques. Elle est dominée par une élongation subverticale qui se manifeste principalement par une schistosité contenant des linéations d'étirement également subverticales. Quatre styles de minéralisations cogénétiques et riches en sulfures sont reconnus: (1) les veines de quartz, (2) un style stratoïde, (3) des stockwerks de veinules développés au sein des dykes felsiques de QFP et (4) des familles de veinules SE-NW. Les facteurs de contrôle sur la minéralisation correspondent à des perméabilités primaires, telles que: (1) les unités lithologiques spécifiques, (2) les contacts stratigraphiques, (3) les failles synvolcaniques, et (4) les joints préexistants. À l'échelle du dépôt, la géométrie du corps minéralisé devient plus complexe vers le sud, soit vers la paléosurface. Une minéralisation pré-déformation est indiquée par: (1) l'absence de compatibilité structurale entre le corps minéralisé et la déformation ductile, (2) la superposition systématique de la déformation sur la minéralisation, et (3) le recoupement systématique de la minéralisation par les dykes à hornblende schistosés. Une origine reliée au volcanisme est proposée sur la base de: (1) la nature primaire des facteurs de contrôle, (2) l'altération et la minéralisation sélectives des dykes de QFP, et (3) l'augmentation de la complexité du corps minéralisé vers la paléosurface. Cette origine contraste par rapport aux minéralisations aurifères filoniennes synorogéniques. L'exemple du Géant Dormant démontre le potentiel aurifère des secteurs faiblement déformés au sein des ceintures de roches vertes archéennes. La minéralisation aurifère filonienne à la mine Géant Dormant diffère de celle des gîtes filoniens archéens classiques par la formation des veines précoce par rapport à la déformation ductile régionale et par leur fort contenu en sulfures. La minéralisation est centrée sur un complexe felsique recoupant une séquence volcano-sédimentaire, composée de filons-couches mafiques interlités avec des sédiments et des laves mafique et felsique. Un dôme dacitique et des essaims de dykes de FP et de QFP composent le complexe felsique. Les roches felsiques sont calco-alkalines (ZrfY^ll) et cogénétiques, alors que celles mafiques sont tholéiitiques (Zr/Y«2,5) et sont également cogénétiques entre elles. L'empilement volcanique a été construit de manière séquentielle en milieu sous-marin profond (> 3 150 m) à partir de deux sources magmatiques: une source felsique proximale et une mafique distale. Trois événements successifs de minéralisation aurifère ont été identifiés: (1) une minéralisation volcanogène précoce manifestée par l'altération (chlorite, séricite, quartz) et la sulfurisation (filonnets et disséminations de pyrrhotite et chalcopyrite) des roches du paléo-fond océanique; (2) la chloritisation et la pyritisation internes du dôme dacitique résultant d'un processus autométasomatique; et (3) les veines aurifères sans, ou avec seulement une faible altération hydrothermale (chlorite-séricite). Les veines résultent de l'épisode final d'un système volcanogène comportant quatre stades évolutifs. Le Stade 1 implique l'altération et la minéralisation des roches du paléofond océanique. Au Stade 2, l'injection des filons-couches mafiques (~1 km) entraîne le colmatage du système hydrothermal. Le Stade 3 correspond à l'introduction du dôme et à la reprise de l'activité hydrothermale. Le Stade 4 implique l'injection des dykes de QFP qui, subséquemment, ont servi de conduits hydrothermaux. Les veines résultent du remplissage hydrothermal de fractures développées à proximité des dykes de QFP. La formation des veines est conséquente à la construction séquentielle de l'édifice volcanique à partir des deux sources. L'injection des filons-couches a perturbé l'activité hydrothermale associée au centre felsique. La reprise du magmatisme felsique a généré des fractures pour la formation des veines, qui a été favorisée également par la pressurisation lithostatique des fluides au sein d'un milieu imperméable. L'enrichissement en or, du Stade 1 au Stade 4, résulte de l'évolution intrinsèque du système, étant relié à l'ébullition des fluides lors de la formation des veines. À la mine Géant Dormant, située dans la ceinture de roches vertes archéennes de l'Abitibi, les roches encaissantes ont enregistré trois événements de minéralisation aurifère. Ceux-ci s'échelonnent dans le temps d'une sulfurisation volcanogène précoce à des veines de quartz riches en sulfures. Le contenu en éléments des terres rares (ÉTR) et en éléments traces (Au, Ag, As, Co, Cr, Ni, Sb et Se) de concentrés monominéraliques de pyrite, de pyrrhotite, de chalcopyrite et de sphalerite a été analysé par activation neutronique. La concentration de ces éléments a été utilisée pour caractériser chacun des événements dans le but de préciser l'évolution temporelle du système hydrothermal et d'en interpréter ces causes. Les spectres normalisés des ETR sont spécifiques pour le premier et le dernier des événements de minéralisation, alors que la concentration de certains éléments traces définit une tendance évolutive. La pyrrhotite précoce et volcanogène se caractérise par des spectres en ÉTR faiblement fractionnés avec des anomalies négatives en Ce et par une concentration forte en Ni et Co, et faible en Au et Ag. Cette signature est cohérente avec le lessivage des éléments traces à partir de minéraux ferro-magnésiens des basaltes composant l'empilement volcanique sous-jacent, et avec le mélange entre les fluides hydrothermaux et l'eau de mer oxydante au site de précipitation des sulfures. Les sulfures des veines sont caractérisés par des contenus faibles en Ni et Co, mais élevés en Au et Ag, ainsi que par des fractionnements prononcés en ÉTR légères et des anomalies positives en Eu. La signature en ÉTR se compare à celle typique des systèmes volcanogènes matures et actifs, dominés par le lessivage des éléments traces dans les plagioclases des basaltes. Ces données s'intègrent au sein d'un modèle volcanogène qui a progressivement gagné en maturité. Les résultats de cette étude démontrent l'utilité des éléments traces des sulfures comme traceurs de l'évolution des systèmes hydrothermaux. Pour l'exploration, l'approche utilisée est potentiellement utilisable pour orienter et optimiser l'exploration dans les contextes volcanogènes. La mine Géant Dormant correspond à un gisement aurifère filonien composé principalement de veines riches en sulfures. La minéralisation est encaissée par une séquence volcano-sédimentaires et par des roches felsiques formant un dôme subvolcanique et des essaims de dykes. Deux événements de minéralisation aurifère synvolcanique précèdent la formation des veines: un premier événement de sulfurisation d'origine volcanogène et un deuxième autométasomatique de pyrite disséminée dans le dôme dacitique. Ce gisement aurifère diffère des gîtes filoniens archéens classiques par la faible teneur en carbonates et le fort contenu en sulfures des veines aurifères et par leur formation précoce par rapport à la déformation ductile régionale. La valeur moyenne ô ^O du quartz associé génétiquement avec la minéralisation volcanogène est de 11,9 ± 0,6%o (n = 3). Les fluides minéralisateurs de cet événement ont une valeur Ô^O de 3,2%o calculée à 250°C. Les compositions isotopiques moyennes de l'oxygène pour le quartz et la chlorite composant les veines aurifères sont respectivement de 12,5 ± 0,3%o (n=20) et 5,9 ± l,l%o (n = 4). En supposant un équilibre isotopique entre le quartz et la chlorite, une température de formation de ~275°C est déterminée. Cette température est consistante avec celle de 269 ± 10°C, calculée à partir de la composition chimique des chlorites. À 275°C, la valeur Ô^O calculée des fluides à l'origine des veines est de 4,7%o. Les valeurs ô^^S des sulfures pour les trois événements de minéralisation sont comprises entre 0,6 et 2,8%o (n = 32) et sont comparables avec la valeur magmatique du souffre. Les géothermomètres isotopiques du souffre indiquent une température de ~350°C pour la précipitation des sulfures dans les veines. La similarité des données isotopiques, les valeurs calculées du ô^°O des fluides minéralisateurs et la

La région du lac Shortt est située dans la partie nord-est de la Sous-province archéenne de l'Abitibi (SPA). Site de deux anciennes mines d'or ?les mines du lac Bachelor et du lac Shortt ? et d'un bon nombre d'indices aurifères, la région soulève des interrogations relatives à la classification typologique des gisements aurifères à l'Archéen. La plupart des indices aurifères de la région peuvent se regrouper sous le type «veine de quartz», commun dans la SPA. Les deux mines d'or de la région constituent quant à elles des gisements particuliers de la SPA. Ces gisements se distinguent des gisements d'or de type «veine de quartz» de la SPA par du minerai associé à des corps de remplacement hydrothermal où les minéralisations sont disséminées et les veines de quartz absentes ou accessoires, par l'hématitisation des roches et la présence de feldspath potassique en association avec les zones minéralisées, ainsi que par leur association à de petites intrusions felsiques et alcalines. Ces distinctions sont-elles le reflet de types de gisements fondamentalement différents, pouvant avoir une position chronologique différente par rapport à l'évolution régionale, ou s'expliquent-elles par des variantes d'un type unique de gisement? Les mêmes interrogations apparaissent aussi spécifiquement pour les gisements de type «veine de quartz» de la région en raison de l'association spatiale de ces derniers avec deux catégories de failles distinctes (failles «E-O» et «NE»). La présente étude a donc cherché à répondre à cette problématique sur la typologie en tentant d'établir avec plus de précision les caractéristiques et la position chronologique, par rapport à l'évolution géologique régionale, du gisement d'or particulier du lac Shortt et de plusieurs gisements (indices) aurifères de type «veine de quartz». Les gisements aurifères de type «veine de quartz» étudiés sont encaissés dans toute une gamme de lithologies et leur mise en place est contrôlée par des failles au comportement fragile. Deux familles de failles occupées par des veines aurifères de quartz sont distinguées : 1) des failles à rejet pendage prédominant, inverses et inverses-dextres et 2) des failles à rejet directionnel et oblique. Les premières ont des directions variant entre NE et ESE et des pendages abrupts, N et S. La seconde famille regroupe des failles de directions NNE à ESE à rejet senestre et senestre-oblique, et des failles de directions NO à NNO à rejet dextre-oblique, ayant toutes des pendages abrupts. La composante oblique est en sens normal sur les failles inclinées de cette seconde famille. L'ampleur du phénomène hydrothermal et minéralisateur associé à chacune des deux familles de failles est comparable. Des études pétrographiques et géochimiques ne laissent voir aucune différence significative dans les minéralisations et les altérations entre les gisements associés aux failles à rejet pendage prédominant et ceux associés aux failles à rejet directionnel et oblique. Les minéralisations sont dominées par la pyrite. L'or est à l'état natif. Il soit en étroite association avec la pyrite ou bien libre. Les minéralisations aurifères ont précipité plus tard que la plupart des minéraux de la gangue et après la majeure partie de la déformation. Elles sont associées à de l'altération hydrothermale qui se manifeste par la formation de carbonates, de chlorite, de séricite, de biotite, de muscovite vert clair, d'albite et de quartz. L'altération hydrothermale a détruit et remplacé les minéraux produits par le métamorphisme régional au faciès des schistes verts. Deux assemblages minéralogiques d'altération qui définissent une zonalité ont été distingués : l'assemblage albite - carbonates - pyrite - quartz - micas (séricite et biotite) - chlorite, qui se trouve au contact des veines aurifères et avec lequel la majeure partie des minéralisations aurifères est en général observée, et l'assemblage carbonates - chlorite - micas (séricite et biotite) - albite - quartz - pyrite qui enveloppe l'assemblage précédent. La zonalité dans l'altération s'interprète mieux comme résultant de la migration d'un seul fluide que de la circulation de deux fluides différents. L'altération est marquée par l'addition générale de C, S, H et K. Le Na semble redistribué à l'intérieur des zones d'altération et il y a parfois une faible soustraction du Si, du Mn et du Mg. Les éléments traces les plus communément ajoutés avec l'or sont le As, le Cs, le Li, le Rb et le W. Le gisement du lac Shortt est encaissé dans la faille de Shortt : une discontinuité de direction ENE et à pendage abrupt vers le N, matérialisée par un couloir de déformation ductile de puissance décamétrique. Les observations aux échelles mésoscopiques et microscopiques ainsi qu'une étude d'anisotropie de susceptibilité magnétique démontrent que le couloir de déformation se caractérise par des linéations vers la verticale, favorisant ainsi l'idée d'une faille à rejet pendage prédominant. Il s'agirait d'une faille inverse d'après les signes de sens de cisaillement perçus. Les observations directes et les mesures d'anisotropie de susceptibilité magnétique révèlent aussi que la faille a rejoué en coulissage. Les intrusions alcalines se sont mises en place durant ou avant la déformation ductile principale vers la verticale associée à la faille. Le gisement du lac Shortt ne semble pas résulter de plusieurs phénomènes minéralisateurs superposés ou de la remobilisation d'une préconcentration aurifère. Les minéralisations, dominées par la pyrite et qui marquent la déformation ductile de la faille, ont précipité durant la déformation principale vers la verticale associée à la faille. Six étapes de l'évolution structurale régionale ont été définies en considérant l'ensemble des observations structurales. L'étape Dl est à l'origine de plis mal connus sans fabrique associée. L'étape D2 est responsable de la formation de plis subverticaux, serrés à isoclinaux, orientés ENE et à plongée abrupte, et d'une fabrique de plan axial, qui sont prédominants à l'échelle régionale. Probablement en continuum avec l'étape D2, l'étape D3 est marquée par le développement des failles majeures ductiles de direction ENE et à rejet pendage prédominant, telles les failles d'Opawica et de Shortt. L'étape D4 correspond à la formation des failles fragiles à rejet pendage prédominant, de sens inverse. Ces failles représenteraient un motif anastomosé de plans de faiblesse inhérents à la structuration régionale préexistante illustrée par les plis et couloirs de déformation régionaux subverticaux et orientés ENE des étapes D2 et D3. L'analyse par la méthode graphique indique que les jeux sur ces plans préexistants de faiblesse expriment une extension subverticale et un raccourcissement NO-SE. Cette étape D4 a pu se faire dans un continuum avec les étapes D3 et D2 dans le cadre d'une déformation progressive non coaxiale dextre pouvant correspondre à un régime en transpression dextre. L'étape D5 se rapporte aux failles fragiles à rejet directionnel et oblique. D'après l'analyse par la méthode graphique, ces failles traduisent une extension E-0 et un raccourcissement N-S. Aussi, cette étape D5 semble disjointe du continuum de déformation envisageable pour les étapes D2, D3 et D4. L'étape D6 est celle de la formation des failles discrètes de direction NNE à NE et à jeu dextre-oblique. Dans le schéma d'évolution structurale proposé, les gisements étudiés se mettent en place durant les étapes structurales D3, D4 et D5. Le gisement du lac Shortt se met en place durant l'étape D3 alors que les étapes D4 et D5 voient la mise en place de gisements de type «veine de quartz». Des comparaisons structurales et les données géochronologiques disponibles laissent envisager que les trois étapes se sont produites entre 2 691 et 2 680 Ma environ. Il s'agit de trois catégories de gisements qui semblent représenter un seul type fondamental de gisement. Le schéma de mise en place proposé permet d'envisager une explication pour le style disséminé et le style veine des gisements aurifères étudiés en relation avec l'évolution de la nature des contrôles structuraux qui autorisent la circulation des fluides aurifères. Le style disséminé particulier au gisement du lac Shortt est lié à une déformation continuelle de nature ductile alors que le style veine est lié à une déformation épisodique de nature fragile. L'existence de plusieurs étapes de formation de gisements hydrothermaux d'or implique qu'il faut considérer plusieurs situations pour la recherche de minéralisations aurifères dans la partie nord-est de la SPA. La nature et l'âge des contrôles structuraux possibles sont variés et la possibilité d'un lien génétique avec le magmatisme alcalin doit être prise en compte.

La présente étude traite de quatre intrusions granitiques, regroupées en deux suites felsiques, du Terrain de Wakeham faisant lui-même partie de la Province de Grenville. La Suite felsique de Kataht se compose du porphyre à quartz et feldspaths, ainsi que du granite rapakivi. Elle a un âge de 1500 Ma. Le porphyre s'est mis en place à faible profondeur et à haute température, il porte les textures porphyriques et rapakivi. La pétrographie du granite rapakivi est très semblable à celle du porphyre, mais il a une granulométrie plus grossière. La Suite de Kataht est de type métalumineux, aurait comme source une croûte jeune de type-I et se serait mise en place dans un milieu d'arc volcanique. La Suite felsique d'Olomane se compose du granite à fluorine et du granite à quartz bleu. Elle a un âge de 1240 Ma. Ces granites portent les textures équigranulaires hypidiomorphes et parfois rapakivi; la présence de fluorine et de quartz bleu est distinctive. La fluorine présente a une origine autre que magmatique, elle serait plutôt reliée à l'altération de la biotite. La Suite felsique d'Olomane vacille entre les types métalumineux et péralumineux et s'est différencié par le fractionnement des feldspaths. Elle proviendrait d'un magma de type-I contaminé par la Suite de Kataht et se serait mise en place dans un milieu intraplaque. En joignant nos résultats à ceux obtenus par les géologues du Ministère des Ressources Naturelles du Québec; l'histoire géologique suivante est proposée pour le Terrain de Wakeham: -Sédimentation de Groupe de Wakeham sur une marge continentale passive entre 1600 et 1500 Ma. -Mise en place de la Suite felsique de Kataht entre 1530 et 1450 Ma dans un environnement de marge continentale active, durant l'orogénie pinwarienne. -Mise en place de la Suite d'Olomane, vers 1240 Ma, dans un rift terrestre. -Mise en place de la Suite felsique de La Galissonnière vers la fin de l'orogénie ottawaienne. Cette histoire géologique est très semblable à celle du Terrain de Pinware, au Labrador. Le même type de roches y est décrit et les mêmes événements géologiques semblent avoir affecté les deux terrains. La possibilité que les deux terrains ne fassent qu'un est par ailleurs avancée.

L'architecture des cratons archéens demeure mal connue, principalement à cause de leurs physiographies correspondant généralement à des pénéplaines, limitant ainsi la compréhension de leurs évolutions structurales et tectoniques. De par sa vaste superficie (200 X 400 km), la ceinture de roches vertes de l'Abitibi (CVA) offre une occasion inégalée d'étudier la géométrie tridimensionelle des assemblages volcanosédimentaires et plutoniques. De plus, plusieurs levés de sismique-réflection Lithoprobe ont été récemment effectués dans la partie ouest de la CVA au Québec, fournissant ainsi une image géométrique de l'ensemble de cette croûte archéenne. Afin de réconcilier la géométrie structurale «à dominance verticale» documentée à la surface de la CVA avec celle «à dominance horizontale» observée sur ces profils sismiques, cette étude a privilégiée une méthodologie basée sur une intégration de données pluridisciplinaires dans ce secteur. Des travaux de terrain ont servi à l'acquisition directe de données géométriques et structurales le long de plusieurs failles et plutons caractérisés par de faibles pendages. Un échantillonnage a servi au traitement et à l'analyse en laboratoire de données cinématiques et métamorphiques. L'analyse des mesures de densité des différentes lithologies a été utilisée pour la modélisation des données gravimétriques. La confrontation et l'intégration de toutes ces données avec celles fournies par les profils sismiques Lithoprobe #25, 27 et 28 a permis de déterminer que la géométrie structurale tridimensionelle de la CVA a été acquise au cours d'un épisode en compression D, (subdivisé en trois phases précoce, principale et tardive) et d'un épisode en décrochement D2. Cette thèse correspond à un recueil de trois articles scientifiques concernant la géologie structurale et le plutonisme dans les parties centrale- et nord-ouest de la CVA. Dans le premier article, nous avons décrit deux failles de chevauchement D, à pendage faible à modéré vers le nord, caractérisées par des linéations d'étirement plongeant dans le sens du pendage et des mouvements inverses, respectivement localisées le long des contacts nord des domaines sédimentaires de Taïbi et de Chicobi. Ces failles peuvent être corrélées avec des réflecteurs sismiques du profil Lithoprobe #28, qui s'enracinent sous la CVA le long de grands réflecteurs rectilignes à curviligne avec de faibles pendage au nord. Cette géométrie suggère un épisode majeur de chevauchement à vergence vers le sud et le sud-ouest ayant développé: 1) un éventail d'imbrication au niveau de la croûte supérieure représenté par la CVA d'une profondeur de 6-9 km et 2) des décollements, rampes et plis de culmination ou antiformes d'imbrications dans la croûte médiane (profondeur 6-20 km) similaire au style structural documenté dans les ceintures plutonique-gneissique d'Opatica et métasédimentaire du Pontiac. Cette géométrie initialle de la croûte a ensuite été affectée par des failles inverses de forme listrique en profondeur montrant des déplacements kilométriques, ainsi que par des failles de décrochements dextres ayant plissées et redressées localement les failles de chevauchement D1. Dans le second article, nous avons documenté plusieurs plutons syntectoniques entourés d'une auréole métamorphique au faciès amphibolite à l'intérieur d'une large zone montrant des pendages faibles à modérés vers le nord dans le secteur du lac Abitibi. Cette zone a été interprétée comme une large zone de transfert en extension développée en bordure d'une faille majeure de décrochement dextre D2, la Faille Macamic. Plusieurs mécanismes d'emplacement et de transfert de matériel, tels la dilatation et Fécartement de failles, l'expansion latérale, le fluage ductile dans les murs encaissants et le déplacement sommital de blocs, ont permis simultanément dans différentes parties du secteur l'emplacement de plusieurs plutons dans ce site structural préférentiel. Le transfert de mouvements entre les failles D2 a uniquement opéré sous des conditions amphibolites (500 à 700°C) pendant l'emplacement des plutons (2696 à 2690 Ma), alors que le refroidissement des plutons au faciès schiste vert (<500°C) a entrainé le blocage de cette zone. Une relation symbiotique est proposée entre le plutonisme, le métamorphisme et la propagation des failles de décrochement dextre D2 au cours d'un événement de transpression tardif à l'échelle de la Province du Supérieur. Dans le troisième article, l'intégration de données structurales et gravimétriques avec les profils sismiques Lithoprobe #25 et 27 a servi à documenter que la géométrie tridimensionelle et la signature sismique de la croûte supérieure et médiane résulte de la superposition de failles de décrochement, d'une profondeur maximale d'environ 10 km ayant permises l'emplacement contemporain de plutons syntectoniques, sur un événement initial de chevauchement à vergence vers le sud et le sud-ouest. La modélisation gravimétrique a notamment illustré que: 1) la Faille Chicobi-Nord possède un pendage modéré au nord et s'enracine sous la CVA d'une profondeur de 3 km à cet endroit, 2) l'Anticlinal du lac Abitibi représente probablement un pli de culmination sous-jacent à une rampe le long d'une faille de chevauchement majeure à faible pendage au nord située au contact des groupes de Kinojevis et de Hunter Mine, 3) les unités lithostratigraphiques de la partie centrale de la CVA forment des feuillets de 3 à 8 km d'épaisseur ayant un pendage faible à modéré vers le nord, 4) le parallélisme de plusieurs conduits plutoniques nourriciers et des linéations magmatiques dans les plutons et d'étirement dans les failles de décrochement dextre-oblique adjacentes supporte l'emplacement des plutons par le biais de ces failles, 5) la zone de transfert en extension du lac Abitibi est le site de plutons en forme de feuillets tabulaires à faible plongée au nord le long ou près de la base de la CVA. La géométrie tridimensionelle et l'évolution structurale des assemblages volcanosédimentaires et plutoniques de la CVA ressemblent en de nombreux points aux portions à faible pression et haute température des ceintures orogéniques phanérozoïques développées dans un contexte tectonique de convergence de plaques.