Ce projet de maîtrise porte sur la géochimie, la pétrographie et le potentiel économique de séquences enrichies en Fe-Ti±P (fer, titane, phosphore) du secteur du lac à Paul localisé dans la partie nord et en bordure de la Suite anorthositique de Lac-Saint-Jean (SALSJ). La SALSJ est située dans la Province de Grenville, qui est caractérisée par de nombreuses suites anorthositiques de type AMCG d'âge protérozoïque. Les gîtes de Fe- Ti±P représentent une association caractéristique au sein de ces suites. L'enrichissement en Fe-Ti±P des roches du secteur du lac à Paul reflète l'enrichissement variable en ilménite, magnétite et apatite de celles-ci. Les roches échantillonnées démontrant un tel enrichissement en Fe-ïtfcP ont été subdivisées en six lithologies: 1) anorthosites, leucogabbros, leuconorites et leucogabbronorites ± oxydes de Fe-Ti et apatite; 2) troctolites et leucotroctolites ± oxydes de Fe-Ti et apatite; 3) péridotites nelsonitiques; 4) roches à oxydes de Fe-Ti; 5) pyroxénites à oxydes de Fe-Ti, et; 6) dunites à oxydes de Fe-Ti. Des diorites ferrifères, que l'on retrouve sous forme de dykes recoupant les autres lithologies, ont également été échantillonnées. Les minéraux analysés à la microsonde (olivine, plagioclase, orthopyroxène, clinopyroxène, ilménite, magnétite, spinelle et apatite) possèdent tous des compositions évoluées. Le plagioclase est principalement de Fandésine (An27 à Ans©) et le pourcentage forstérite des olivines varie de F046 à F063. Contrairement aux autres lithologies qui sont caractérisées par de l'ilménite, les diorites ferrifères renferment de l'hémo-ilménite. Le caractère évolué des roches du secteur du lac à Paul, illustré par les études pétrographique et géochimique, indique que le magma parental des roches du secteur est également évolué. De plus, la distribution ubiquiste de l'apatite dans les roches échantillonnées indique que le magma parental devait posséder une composition caractérisée par la présence de l'apatite sur le liquidus. La composition en éléments des terres rares (ÉTR) du magma parental a été calculée grâce à la composition en ETR d'apatites séparées de leur échantillon et analysées par INAA. Cette composition (calculée) est similaire à la composition de roches ferrodioritiques que l'on retrouve fréquemment associées aux massifs anorthositiques. Du point de vue thermodynamique, la formation des roches anorthositiques et troctolitiques est possible par cristallisation fractionnée et à partir d'un magma de composition dioritique. Toutefois, la formation des péridotites nelsonitiques demeure problématique et le processus d'immiscibilité ne peut être mis de côté. Les roches à oxydes de Fe-Ti résultent probablement de la migration de l'ilménite et de la magnétite dans des zones de basse pression lors de la mise en place des roches du secteur ou lors de déformation ultérieure. Les diorites ferrifères sont plus enrichies en ETR légers que les compositions magmatiques parentales calculées pour le secteur du lac à Paul. Cependant, il est possible qu'elles soient génétiquement associées aux roches enrichies en Fe-Ti±P du secteur du lac à Paul. Les péridotites nelsonitiques, avec 10 à 25 % d'apatite, représentent le meilleur potentiel en terme de phosphore (4 à 10 % P2O5). Elles possèdent une bonne distribution à travers le secteur d'étude et elles pourraient également représenter un potentiel économique' secondaire en ilménite et magnétite. Les roches à oxydes de Fe-Ti sont les plus enrichies fer et titane. Toutefois, dans le contexte de cette étude, leur potentiel économique semble limité car elles possèdent une distribution plutôt erratique à travers le secteur d'étude.

Le but principal de ce travail est de déterminer le rôle des failles (WNW-ESE et WSW- ENE), sécantes aux veines aurifères, dans la formation et le contrôle des aires minéralisées; du gisement aurifère filonien de la mine Poderosa, encaissé dans le Batholite de Pataz, au Pérou. Le Batholite de Pataz a une forme allongée suivant la direction NNW-SSE parallèle aux linéaments andéens. Il s'agit d'un granitoïde classé comme étant de type-l, d'affinité calco-alcaline, peralumineux et constitué d'une séquence intrusive subdivisée en deux séries : l'une de diorite à tonalité et l'autre de granodiorite à granite puis à monzogranite. Il est injecté par un cortège de dykes commençant par des dykes acides (aplitiques-pegmatites) et se terminant par des dykes basiques (homblendites-diabase). Des fragments sub-arrondis de microdiorite carbonifère et des fragments sub-anguleux ou sub-arrondis de roches anté-carbonifères forment des xénolites à l'intérieur de l'intrusion, recouvert sur le flanc est par une suite de roches volcaniques tertiaires, qui constituent également des dykes à l'intérieur de l'intrusion. Deux phases d'altération sont identifiées dans la zone d'étude : une première produite par la mise en place et le refroidissement de l'intrusion, et une seconde liée aux processus hydrothermaux. Cette dernière, qui est la plus importante dans les épontes des veines de quartz aurifères et dans des failles, est dominée par la séricitisation et la chloritisation. Ces deux types d'altération définissent une zonalité centimétrique au contact des veines et localement en bordure des failles. Il s'agit d'une séricitisation (proximale), suivie d'une chloritisation plus distale. D'autres types d'altération dont la carbonatation, l'argilisation et la silicification sont également reconnus mais peu prononcés, sauf la carbonatation qui se développe mieux dans des roches intermédiaires à basiques. Les calculs de balance de masse indiquent une perte en SiO2 au contact des veines et de quelques failles, un gain en K2O et une perte en Na2O dans les zones de séricitisation; et un gain en MgO accompagné d'une perte en K2O dans les zones de chloritisation. Sur le plan structural, la zone d'étude présente, à toutes les échelles, le même réseau de fracturations. Les familles de fracturations les plus développées sont orientées WNWESE, WSW-ENE et NNW-SSE. Les pendages sont respectivement, pour les deux premières familles, sub-verticales et à mouvements tardifs senestres et pour la troisième en moyenne à 45° vers l'est. La formation dans le temps, de ce réseau de fracturation est interprétée anté-minéralisation suivie de réactivations syn- et post-minéralisations. Les aires minéralisées (Ore Shoots) sont constitués de veines de quartz aurifères (avec une haute concentration de sulfures) de puissance de quelques centimètres à 1,5 mètre; ils peuvent occasionnellement être plus épais à la suite de réactivation tectonique. Les axes principaux, les plus favorables, des aires minéralisées sont orientés entre N0450 et N117°. Les teneurs en or peuvent atteindre 90 gr/t; mais il n'est pas rare de trouver des valeurs de plus de 600 gr/t. Cette étude a permis de suggérer que certaines failles ont servi de conduits pour les fluides minéralisateurs tandis que d'autres ont assuré leur distribution. Ainsi, les failles d'orientation WNW-ESE (N295-N3250, la famille 1) seraient responsables du transport alors que celles d'orientation WSW-ENE (N265-N225", la famille 2) auraient permis la distribution du fluide aurifère. Les structures à faible pendage et de direction nord, quant à elles (famille 3), constituent les pièges qui ont favorisé la mise en place des veines aurifères.

Ce projet de maîtrise, développé en partenariat avec le CERM de l'UQAC et les compagnies SOQUEM INC. et Ressources Sirios, avait comme objectif principal d'établir la chronologie des événements géologiques de la propriété Aquilon, afin de situer la mise en place d'un système aurifère filonien. Il devait également permettre de caractériser la minéralisation aurifère de la propriété, d'en faire la représentation géométrique tridimensionnelle et de proposer un modèle de formation. Le système aurifère filonien d'Aquilon présente un cas particulier d'une minéralisation en terrain déformé. Celui-ci est centré sur un complexe felsique situé au sein d'une mince bande volcanosédimentaire archéenne, la bande d'Aquilon, qui se trouve dans l'extrémité nord-est de la sous-province volcano-plutonique de La Grande. La minéralisation s'y présente sous deux formes, soit des horizons sulfurés à faibles teneurs aurifères associés à des tufs felsiques à intermédiaires et des veines de quartz très riches en or. Le centre felsique hôte des minéralisations aurifères d'Aquilon est dominé par des laves et des tufs de composition rhyodacitique et d'affinité calco-alcaline qui sont intercalés à de nombreux horizons mafiques d'affinité tholéiitique. Un volcanisme bimodal provenant de deux sources magmatiques contemporaines, ou encore la mise en place de nombreux dykes gabbroïques lors d'un épisode de rift, permettrait d'expliquer la succession felsites/mafites au sein de l'empilement volcanique. Le style structural de la propriété Aquilon implique un régime de déformation intense en milieu ductile. Les roches du secteur ont subi une importante déformation qui s'est produite à travers trois principaux épisodes (Dp.-i, Dp et Dp+1). L'événement Dp est responsable du développement de la schistosité de flux (Sp) à faible pendage, de la très forte linéation d'étirement minérale (Lé), de l'intense transposition et du démembrement du litage primaire, des dykes syn-volcaniques et des veines de quartz et du développement de plis Pp couchés, réclinés et isoclinaux. Le métamorphisme régional, synchrone à l'événement de déformation Dp, a atteint le faciès inférieur des amphibolites. Le niveau de déformation caractérisant les veines aurifères d'Aquilon est très élevé et a malheureusement joué un rôle destructeur sur la minéralisation. Les veines ont été fortement plissées, transposées, démembrées et boudinées lors de l'épisode Dp. Les différentes relations observées entre les veines, l'altération, la schistosité, les dykes gabbroïques et les dykes lamprophyriques suggèrent une mise en place du système filonien antérieure au métamorphisme et au développement de la schistosité principale. Celles-ci pourraient même impliquer une origine syn-volcanique plus ou moins synchrone à la mise en place des horizons sulfurés. Mentionnons que ces derniers présentent de nombreuses ressemblances aux minéralisations de type sulfures massifs aurifères volcanogènes. En plus de présenter de façon détaillée les différents aspects lithologiques, structuraux et métallogéniques des roches et des minéralisations aurifères d'Aquilon, cette étude propose différents modes de formation du système filonien. Bien qu'il soit toujours difficile d'établir avec exactitude la nature des minéralisations d'Aquilon, quelques implications pour l'exploration en terrains volcaniques déformés peuvent être émises.

Le lien entre la source du magma dans la croûte moyenne à profonde et son site d'accumulation dans la croûte supérieure, est illustré par le massif du Mont Hay, lequel représente une portion de la Croûte moyenne à profonde protérozoïque constituée de roches supracrustales felsiques et mafiques de composition MORB (Middle Ocean Ridge Basalt) et MORB contaminée. Selon des calculs basés sur la composition des roches résiduelles et des fondus solidifiés, la contamination du N-MORB (Normal Middle Ocean Ridge Basalt) par les éléments lithophiles serait en effet le résultat de 82% de magma mafique N-MORB contaminé par 18 % de métasédiments. Le massif du Mont Hay représente une zone de transfert optimale exhumée pour les magmas produits in situ et/ou injectés, qui ont pu être transférés et se mélanger dans un milieu suffisamment chaud pour éviter leur solidification. La caractérisation et le transfert de ces magmas felsiques dans la croûte sont orchestrés par la tectonique et le métamorphisme. Ainsi, le massif du Mont Hay subit une première hybridation lors de la formation du protolithe igné vers 1820 Ma (phase prédéformationnelle) puis une seconde hybridation pendant la déformation subséquente vers 1770 Ma (phase syndéformationnelle). L'hybride prédéformationnel est le résultat du système d'intrusions mafiques et felsiques litées (MASLI) qui se développe à P< 2kbar par infusion de magma mafique dans la croûte amincie du bassin d'arrière-arc en extension. Lors du mélange, les ions sont échangés entre les magmas et la perte de ÏCO et Rb du magma felsique induit un gain de Na pour l'hybride modifiant alors la composition des feldspaths. La fermeture du bassin d'arrière-arc marque le début d'un événement contractionnel qui commence au nord et induit le métamorphisme et l'anatexie du protolithe au faciès granulitique à 825-875 °C et 6-7 kbar. La fusion partielle in situ de la granulite mafique produit les leucosomes tonalitiques (cm) qui correspondent à la source 1 de fondu, tandis que les métasédiments produisent beaucoup de leucogranites (cm à m) qui correspondent à la source 3. En même temps, la fusion partielle affecte la croûte profonde qui produit la charnockite injectée dans les granulites du massif du Mont Hay qui constituera la source 2. Ces magmas produits in situ et externes sont transférés par un réseau de dykes. Lors de leur transfert les magmas subissent (1) la contamination par la roche hôte qui influence la composition de la majorité des roches comme l'illustre le vecteur sur le graphe CaO versus SiO2 où sont représentées toutes les roches, (2) la fractionnation affectant en particulier les charnockites et les leucogranites qui se repartissent selon des droites de cristallisation fractionnée sur les graphes Na,O versus K2O et TiO2 versus SiO2, le graphe Rb/Sr versus Sr montre notamment la fractionnation extrême du leucogranite et enfin (3) le mélange, essentiellement entre les sources 2 et 3 pour former l'hybride syndéformationnel comme le montre le graphe CaO versus SiO2 qui situe les hybrides dans une zone intermédiaire entre le leucogranite et la charnockite. Ce réseau de transfert, qui crée un lien entre le lieu de production et d'accumulation de magmas, est constitué de dykes et sa structure est déterminée par leur distribution statistique normale ou log-normale. À chaque population de dykes est associée un rôle particulier d'accumulation (éléments isolés), de distribution ou de nourricier (éléments ramifiés) et enfin de transfert (éléments colonne vertébrale). Ces dykes s'organisent statistiquement autour d'une largeur optimale en fonction de leur rôle dans le réseau. Ainsi, les mélanges observés (hybrides syndéformationnels) s'expliquent également par la structure du réseau et renseignent sur sa connexion et sa maturité. Les magmas mélangés ont été transférés puis mis en contact par l'intermédiaire de dykes connectés, il faut en effet, que l'un Le élément ramifié se décharge dans l'autre Le élément colonne vertébrale. Cette maturité est également liée à la déformation et à la perméabilité qui contrôle le transfert de magma à l'échelle de l'affleurement, notamment en favorisant les ouvertures de fractures (chemin pour les magmas) ou au contraire les fermetures. Conséquemment, pour produire un flux volumétrique de 10~2 nr/s si le système est constitué de dykes indépendants (Méthode du Système de Conduits planaires Individuels - MSCI), dans le meilleur des cas la source devra être 1600 fois plus grande que l'affleurement et, si les dykes sont interconnectés et que le magma est injecté lors d'une seule ouverture progressive (Méthode du Réseau Interconnecté d'ordre i- Système Uni-injection 2- MRIi-SU2), la source devra être 9,5 fois plus grande. Comme l'exemple étudié représente une fenêtre sur le système de transfert, il est difficile de conclure précisément à quel niveau d'évolution du transfert le massif du Mont Hay se situe. Néanmoins les observations de terrain tendent à prouver que les dykes deviennent plus larges et moins denses en s'éloignant de la source; alors le processus de drainage de l'échelle du grain à l'échelle régionale pourrait être consistant et le lien entre la source et le magma est un réseau interconnecté s'élargissant du grain au pluton.

La Province de Grenville, située dans l'est du Canada, est caractérisée par la présence de nombreux massifs anorthositiques, résultant du magmatisme intraplaque dominant entre 1200 et 1000 Ma. Le secteur Chute-des-Passes, situé dans la portion nord-est de la Suite anorthositique du Lac-Saint-Jean (SALSJ) englobe une zone de contact entre la SALSJ et un encaissant de gneiss. On y retrouve une signature structurale bien visible autant dans l'anorthosite que dans l'encaissant. Une pétrographie détaillée ainsi qu'une analyse structurale ont été utilisées pour déterminer le contexte de mise en place de la SALSJ dans le secteur Chute-des-Passes, c'est-à-dire son contexte structural et le moment de mise en place par rapport aux déformations subies par son encaissant. Les roches formant la Suite anorthositique ont été divisées en trois grands faciès soit : les roches gabbroïques à noritiques présentes près du contact, les roches anorthositiques à plagioclase bleuté et les roches anorthositiques à plagioclase mauve. L'encaissant est constitué de gneiss de différentes compositions. L'analyse des textures en lames minces a permis de voir que le processus de recristallisation est dominant dans le secteur d'étude, ce qui n'a pas empêché d'observer une évolution dans les différentes microtextures de déformation en relation avec l'intensité de la déformation. Les textures de plagioclase associées à la déformation élevée sont principalement les textures oeillée et granoblastique. La texture porphyroclastique représente majoritairement une déformation modérée tandis que la texture protoclastique caractérise les roches anorthositiques massives à plagioclases mauves. Dans l'ensemble les microtextures ne montrent pas d'évidence de déformation à l'état magmatique. Le premier événement de déformation (Dl) est reconnu seulement au sein du complexe de gneiss et il est représenté par une gneissossité (SI) de direction et pendage variés causée par la transposition et le plissement relatif aux événements de déformation ultérieurs. Le second événement de déformation (D2) a produit une fabrique, S2, de direction NNE et de pendage modéré vers le SE reconnue dans les gneiss et dans l'anorthosite. La SALSJ est caractérisée par un litage primaire (S0) qui est plus ou moins parallèle à la fabrique S2. Une linéation d'étirement plongeant faiblement vers le SE est associée à cette fabrique et cette signature est compatible avec un transport vers le NW. La zone de contact entre l'anorthosite et les roches gneissiques correspond à une zone de déformation de dimension kilométrique (événement D3). Une fabrique subverticale, S3 y est fortement développée et elle est associée à des linéations d'étirement faiblement plongeantes et de type directionnel. Un mouvement dextre a été déduit des indicateurs de cisaillement, en accord avec le transport vers le NW. Cette zone de déformation agit comme une zone de décollement entre deux styles de déformation différents. De petites zones de déformation, de signature semblable à la zone de contact sont présentes au sein de la SALSJ et associées à l'événement D3. L'événement de déformation (D4) est défini par des zones de déformation de pendage faible vers l'est. Les linéations d'étirement suggèrent un chevauchement vers l'ouest et le nord-ouest. Ces zones, interprétées hors séquences durant l'événement de chevauchement, s'expriment surtout par la Faille du lac à Paul. Durant une dernière phase (D5), lune de ces zones, la zone de déformation du lac de la Tête, a été réactivée selon un mouvement en décrochement dextre et a produit des linéations d'étirement subhorizontales. La signature de chevauchement est dominante dans cette portion de la SALSJ et elle est en relation avec l'orogénie grenvillienne. Une zone critique à l'intérieur de la SALSJ montre des enclaves de taille décimétrique de phases précoces de l'anorthosite à l'intérieur de la phase tardive d'anorthosite mauve enrichie en apatite. Ces enclaves sont fortement déformées et montrent des fabriques compatibles avec la signature de chevauchement associée à l'événement D2 tandis que l'anorthosite mauve contient des fabriques produites seulement par l'événement D3. Cette relation et l'ensemble des structures suggèrent une mise en place de cette portion de la SALSJ contemporaine avec le chevauchement.

Les gisements d'or disséminé encaissés dans des sédiments (GODES) au sud-ouest de la province de Ghizhou, en Chine, sont situés près de la limite enfouie du craton du Yangtsé. Bien que l'on ait effectué certaines recherches sur les caractéristiques géologiques et géochimiques de ces gisements, la plupart de ces recherches ne s'appuient que sur des bases de données limitées. La question de l'origine de l'or dans ces gisements, de même que celle du rapport entre l'or et la matière organique, n'ont pas de réponses claires. En conséquence, le rôle de la matière organique et l'origine de l'or dans les processus de minéralisation associés aux GODES sont les principaux objectifs de l'étude. L'étude se limite aux gisements de Lannigou, de Getang et de Zimudang. Ces gisements sont encaissés dans des roches provenant de milieux sédimentaires distincts. Ils se sont formés à basse température (120-240 °C) à partir de solutions à salinité faible, avec un niveau d'acidité allant de faible à neutre, dans un environnement réducteur. Dans l'analyse des minerais et roches encaissantes, on trouve que les éléments à haute énergie (high field strength elements), tels que Nb, Ta, Zr et Hf, étaient immobiles durant l'altération hydro thermale. Toutefois, les éléments de terres rares, eux, étaient mobiles lors de cette altération, au cours de laquelle il y a eu appauvrissement des terres rares légères et enrichissement des terres rares lourdes. On a observé une différenciation dans la concentration des éléments du groupe des platinoïdes: les minerais sont relativement enrichis en Pd et Pt, ce qui est en harmonie avec la solubilité relativement plus élevée de ces deux éléments. Mais les ratios Pd/Ir dans les minerais sont plus bas que ceux des roches ultramafiques et des basaltes d'Emeishan. Les diagrammes des platinoïdes suggèrent que les intrusions ultramafiques ne sont pas la source principale de la minéralisation de l'or dans les GODES. Il est fort probable que l'or de ces gisements provienne de diverses sources, incluant les roches encaissantes, les formations sous-jacentes dans la croûte, et les roches basaltiques riches en or, très répandues. Dans le sud-ouest de la province de Ghizhou, les GODES sont généralement encaissés dans les mêmes charnières de pli, contenant souvent une accumulation remarquable d'hydrocarbures, ce qui est courant dans les GODES. Les inclusions fluides organiques dans les minerais sont constituées d'hydrocarbures légers, de pétrole brut et de pyrobitume. Le contenu total de carbone organique dans les minerais et les roches encaissantes est généralement moins de 1%. La réflectance de la vitrinite et du pyrobitume dans les minerais et roches encaissantes varie de 1,5 à 4,5, se situant le plus souvent dans l'intervalle 2-3. La réflectance de la vitrinite et du pyrobitume dans les minerais est généralement supérieure à celle des roches encaissantes pour le gisement de Lannigou. La paléo-température maximale estimée par la réflectance de la vitrinite du gisement de Lannigou est équivalente ou légèrement inférieure à la température d'homogénéisation des inclusions fluides dans les minerais, ce qui est en accord avec l'impact hydrothermal observé sur la matière organique dans les roches encaissantes altérées. Par ailleurs, les paléo-températures maximales estimées par la réflectance de la vitrinite des gisements de Getang et de Zimudang sont supérieures aux températures d'homogénéisation des inclusions fluides dans les minerais. Ces résultats sont en accord avec le gradient paléo-thermal élevé de la région étudiée, et ils impliquent que la génération du pétrole est antérieure à la minéralisation de l'or. Cette étude a confirmé qu'il n'y a pas de corrélation entre les composantes organiques et la concentration en or dans les minerais. Cependant, il est intéressant de noter qu'il y a une corrélation positive entre les valeurs de S2 (un paramètre de l'analyse Rock-Eval), de Au et de As dans les minerais du gisement de Lannigou. La maturation et la migration de la matière organique sont mises en évidence dans le diagramme opposant TOC (carbone organique total) et HCI. À partir de la relation de recoupage du bitume et des veines de quartz, la migration du bitume devrait vraisemblablement avoir eu lieu avant la minéralisation de l'or. Toutefois, il n'est pas exclu que certains hydrocarbures aient été introduits par le biais du fluide minéralisateur. De plus, l'analyse de groupe de la composante organique des minerais et roches encaissantes, extraite par dichlorométhane, montre que le degré de maturation des minerais est légèrement supérieur à celui des roches encaissantes. Toutefois, la composition des alcanes, "steranes" et terpènes de ces minerais qui sont utilisés comme biomarqueurs, est à peu près similaire entre les minerais, ce qui suggère une source commune de la matière organique dans les minerais d'une part, et celle dans les roches encaissantes d'autre part. Étant donné que la maturation des hydrocarbures s'est produite antérieurement à la minéralisation des GODES, il est possible que les hydrocarbures dans les parties anticlinales et leur dissolution dans les saumures de champs pétrolifères puissent avoir été un facteur favorisant la migration de l'or. Toutefois, ceci n'a pas pu être vérifié parce qu'en dehors de la portée de cette étude. Les résultats de la présente étude, de même que ceux d'autres études, montrent que, dans le cadre de systèmes où la pyrite aurifère, la lignite et le pétrole coexistent, la solubilité de l'or dans le pétrole brut peut atteindre le niveau des ppm. La solubilité de l'or à basses températures (80 °C) est assez élevée (710 ppb), en fait beaucoup plus élevée que pour les solutions inorganiques (10 ppb). Ces données suggèrent que les hydrocarbures dans des solutions hydrothermales ont probablement contribué à la migration de l'or, ce qui devrait faire l'objet de futures recherches. Finalement, il est presque certain que la matière organique a contribué significativement à la préconcentration de l'or dans les roches encaissantes. Toutefois, son rôle dans la génération primaire et secondaire du pétrole brut, de même que sa migration, serait antérieur à la minéralisation dans la plupart des GODES. Donc, le pétrole brut ne fut vraisemblablement pas un facteur potentiel dans le transport de l'or. La présence d'hydrocarbures dans le système, par ailleurs, a clairement contribué à la minéralisation de l'or par le biais d'une réduction thermale des sulfates. Le pétrole brut colloïdal, de même que les hydrocarbures et acides organiques en solution, auraient grandement augmenté la solubilité de l'or sous forme de complexes organiques ou auraient protégé les colloïdes d'or en solution. En plus des complexes bisulfures d'or, l'or sous forme colloïdale en solution a vraisemblablement joué un rôle important dans le lessivage et le transport de l'or, spécialement dans le cas des GODES qui présentent des signes de l'implication d'hydrocarbures dans le processus. Les réactions dans l'interface minéral-eau, incluant l'absorption par réduction et la complexation de surface, où la sursaturation en or n'est pas une condition préalable, sont également des processus importants contribuant à la création de dépôts d'or. En conclusion, la matière organique a été une composante active dans les GODES sujets de cette étude. Ce facteur a contribué au processus de réduction thermale des sulfates, et ainsi, à la pyritisation. Les hydrocarbures en solution peuvent avoir augmenté le potentiel des solutions hydrothermales au transport de l'or. Les hydrocarbures ont été principalement dérivés des roches encaissantes, alors que l'or serait provenu de sources diverses, incluant des roches encaissantes, des roches sous-jacentes dans la croûte, des roches basaltiques et probablement des roches ultramafiques. Nos données suggèrent que les GODES au sud-ouest de Ghizhou sont probablement d'origine amagmatique, ce qui s'appuie sur l'absence totale de roches intrusives ignées dans le voisinage de ces gisements, sur le très faible grade métamorphique des roches de croûte et le l'absence d'événements métamorphiques dans l'intervalle de temps de la minéralisation des GODES, et sur la superposition d'époque de la minéralisation et de l'extension régionale.

Le but de cette étude menée par le CERM en partenariat avec le MRNQ et la compagnie Mines d'Or Virginia (détenteur de la propriété) a été de mettre en relation la magmatisme, l'hydrothermalisme, la déformation et les minéralisations nouvellement découvertes au sein de la Tonalité de La-Grande-Sud (LGS). Cette tonalité est une petite intrusion elliptique faisant 600 m de largeur sur 1500 m de longueur se retrouvant au sein d'un assemblage volcano-sédimentaire archéen métamorphisé au faciès des schistes verts supérieurs. Cette ceinture de roches vertes fait partie de la sous-province de La Grande, laquelle se trouve à l'est de la Baie-James dans le secteur sud du réservoir Robert-Bourassa. Cinq indices aurifères principaux sont localisés dans la Tonalité LGS : Zone 32, Mico-Milan, Pari, Brèche et Zone Veine. La Zone 32 a fait l'objet de calculs de ressources (avril 1999) et les résultats obtenus sont de 6,5 Mt à 1,52 g/t Au et 0,2% Cu à une teneur de coupure de 0,5 g/t Au. La signature géochimique de la tonalité a permis de déduire qu'il s'agit d'une intrusion trondhjémitique d'affinité calco-alcaline peralumineuse formée probablement dans un environnement d'îles-en-arc. De plus, une datation selon la méthode U-Pb a rapporté un âge de 2734 + 2 Ma comparable à celui des roches volcaniques encaissantes, appuyant une origine syn-volcanique pour la Tonalité LGS. Deux phases principales de déformation sont observées dans le secteur et à l'intérieur de la Tonalité LGS. La première phase (Dl) est à l'origine de la schistosité N-S ayant transposé les unités volcano-sédimentaires et étiré les grains de quartz dans la tonalité. La seconde phase (D2) se signale par une crénulation E-0 à l'origine du plissement du litage et de la première fabrique ainsi que par des zones de déformation intense E-0 dans lesquelles des bandes de cisaillement bien développées indiquent une composante de mouvement dextre tardive. Plusieurs zones d'altération auxquelles sont associés différents types de minéralisations sont reconnues à l'intérieur de la Tonalité LGS. Le coeur de l'intrusion correspond à une zone d'altération potassique caractérisée par l'assemblage (BO-AB-CC-EP) avec de la PY disséminée en traces. Cette zone passe graduellement vers les bordures à une zone d'altération propylitique montrant l'assemblage (CL-AB-SR-CC+EP) avec PY+CP disséminées en traces. Des zones métriques à décamétriques d'altération séricitique sont également observées, la Zone 32 se trouvant dans une de ces zones, lesquelles sont caractérisées par la présence de séricite abondante, de quartz, de chlorite, de sulfures disséminés (PY-CP+SP) et de filonets à sulfures ou à QZ-TL et sulfures. La minéralisation de type disséminé, où les sulfures peuvent former jusqu'à 5 % de la roche, est la forme de minéralisation aurifère la plus importante dans la Tonalité LGS. Des brèches à biotite et carbonates minéralisées sont également reconnues. Elles se retrouvent dans la tonalité près des bordures et se sont mises en place avant ou pendant l'épisode de déformation Dl. Une altération carbonatée (AK) est observée à certains endroits dans la tonalité et se superpose sur les autres assemblages pour former des veinules à carbonates irrégulières contenant localement du quartz, de la séricite et des sulfures (PY-CP-AS) disséminés ou en veinules. Des veines à quartz et tourmaline tardives (syn-tectonisme) subhorizontales et subverticales sont également rencontrées dans la tonalité. L'or est communément associé aux sulfures, soit en inclusions, soit en grains libres dans les zones à sulfures ou dans les veines tardives. La séquence évolutive proposée pour expliquer les observations faites dans le secteur à l'étude implique la mise en place d'un système minéralisateur hydrothermal aurifère de type porphyre à l'origine de la zonation des altérations potassique, propylitique et séricitique et de l'apparition des minéralisations disséminées sur lesquelles ont pu se superposer un ou plusieurs épisodes hydrothermaux aurifères ou remobilisateurs associés aux événements de déformation (Dl et D2) à l'origine des remobilisations, des veinules à sulfures et des veines à quartz et tourmaline et de l'altération carbonatée.

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.