Le but de cette étude était de déterminer un modèle sédimentologique pour les dépôts graveleux de la région étudiée. Le site étudié est constitué d'une série de gravières en exploitation en bordure de la route 175 à Laterrière dans la région du Saguenay, au Québec. La description des murs des gravières a été effectuée à l'aide de l'approche sédimentologique par faciès et d'assemblages de faciès. Ensuite, pour chaque faciès, une étude a été réalisée à l'aide de tamis et d'hydromètres afin de tracer des courbes granulométriques. Une série de rapports axiaux fut estimée sur les cailloux et galets des faciès graveleux pour préciser le mode de sédimentation et le milieu sédimentaire. Les deux assemblages de faciès dominants sont : 1) les chenaux (CH) et 2) les barres graveleuses (GB). Les faciès graveleux comptent pour plus de 60% des faciès décrits sur le site. Le faciès le plus souvent observé est un faciès de galets massifs (Cm). La majorité des particules sont subarrondies et possèdent une sphéricité allant de moyenne à bonne. Les particules ont des morphologies allant de lamellaire à allongée. La plupart des faciès sont caractérisés par un vaste étalement granulométrique. La forme des fragments et l'aspect jointif des faciès graveleux impliquent un transport par traction. Le mauvais tri, la présence de films de particules fines recouvrant certains graviers suggèrent une mise en place rapide probablement sous forme de barres graveleuses longitudinales ou de chenaux. Les faciès sableux représentent 30% des observations. Le principal faciès est disposé en laminations entrecroisées en auge (St). Ces sables possèdent un bon tri. Ils représenteraient probablement des dunes sableuses actives en périodes d'étiages à la surface ou entre les barres graveleuses. Outre ces assemblages il y a deux assemblages de faciès particuliers. Le premier assemblage se retrouve uniquement à proximité de lacs de kettles et est plus difficilement interprétable. Celui-ci est formé de particules allant de sable très fin aux argiles. Les faciès de particules fines comptent pour 10% des descriptions. Ces faciès possèdent un bon tri et sont souvent déformés. Le seul assemblage à grains fins est interprété comme étant le résultat du remplissage de dépression (DF) par une puissance d'écoulement plus faible que les deux assemblages principaux. Le seul assemblage de faciès caractéristique des sables est celui d'accrétion latérale (LA). Cet assemblage a été observé au sommet d'un mur d'une gravière près de la rivière Chicoutimi et son altitude correspond à celle d'un ancien méandre de cette même rivière. Le mauvais tri des faciès graveleux et les nombreux kettles confirment la nature Sub-aérienne du dépôt. L'importante présence de gravier massif et de sable laminé témoigne des fluctuations de la puissance d'écoulement et montre des épisodes de débit relativement élevé lors de la mise en place des sédiments qui sont caractéristiques des plaines d'épandage. Enfin, CH et GB sont également typiques des assemblages de faciès rencontrés dans les rivières tressées répandus sur les plaines d'épandage. L'assemblage DF se serait formé tardivement alors que l'assemblage LA se serait formé postérieurement à CH et GB. Enfin, il n'y a aucune manifestation évidente de transgression marine au site étudié. Ces caractéristiques sédimentologiques indiquent que le site étudié fait partie d'une plaine d'épandage sub-aérienne développée à travers les restes d'une langue de glace stagnante devant un front glaciaire actif situé plus à l'ouest, peut-être à la bordure est de la plaine du lac Saint-Jean.

Les processus à l'intérieur des chambres magmatiques sont complexes et difficiles à étudier. Les textures des roches volcaniques sont le résultat de tous les processus qui se sont produits à partir du stade magmatique initial jusqu'à la solidification de la roche. Étudier la taille des cristaux est la façon la plus connue de quantifier les textures. Cette quantification se fait à l'aide de la théorie de la distribution de la taille des cristaux (DTC) qui décrit les changements de taille et de nombre de cristaux en fonction du temps. L'étude a été faite sur des cristaux de plagioclase d'échantillons de basaltes alcalins provenant de volcans Eldfell, Surtsey et Helgafell qui font partie du système magmatique de Vestmannaeyjar dans le Sud Ouest de l'Islande. La partie scoriacée des échantillons de laves a été utilisée puisqu'elle représente le matériel refroidi le plus rapidement, ce qui permet d'éviter les effets de la cristallisation pendant l'écoulement de la lave. Les lames minces ont été faites à partir de ces échantillons et photographiées à l'aide d'un microscope optique. Des mosaïques de ces photographies ont été faites afin de digitaliser environ 400 cristaux par échantillon. Les données ainsi recueillies sont traitées à l'aide du logiciel CSD CORRECTION. En général, pour les roches volcaniques, la partie gauche des graphiques de DTC est linéaire et devient légèrement courbée vers la droite du graphique. La pente et l'ordonnée à l'origine des graphiques de DTC sont déterminées à partir d'une régression linéaire. Une variation significative de la forme des DTC, de la densité de cristaux et de la densité de population de petits cristaux est observée avec le temps et ce pour une même éruption (volcan Eldfell). Ces variations peuvent être expliquées par le mûrissement textural. En effet plus un magma est mûr texturalement plus sa pente de DTC sera faible. Ce qui explique que les échantillons de la première phase de l'éruption du volcan Eldfell ont une pente plus faible que les échantillons de la dernière phase de l'éruption qui montrent une pente de DTC élevée. La théorie du mûrissement textural est appuyée par la géochimie, puisque c'est le fractionnement de clinopyroxène qui serait la phase principale de l'évolution des magmas du système de Vestmannaeyjar. L'accumulation et/ou le fractionnement des plagioclases ne peut donc pas expliquer les variations des DTC. À partir de ces variations de DTC, un modèle de chambre magmatique sub-volcanique est proposé. Ce modèle, présente les échantillons de la fissure du volcan Eldfell comme les restes d'un vieux magma alors que les échantillons des dernières coulées représenteraient le nouveau magma.

Le but de la maîtrise était de caractériser les eaux souterraines qui circulent dans la mine Joe Mann (à 60 kms au sud de Chibougamau). La mine exploite un gisement filonien d'or-cuivre dans des roches archéennes principalement mafiques. Un phénomène de dilution global pour tous les sites d'échantillonnage (81 échantillons d'eau) a été révélé par les données géochimiques. Les eaux prélevées ont un total en sels dissous qui n'excède pas les 1300ppm, indépendamment de la profondeur à laquelle elles ont été prélevées. Les échantillons mettent donc en jeu deux membres-formateurs, à savoir : une composante eau saline et une autre eau météorique. Des tendances en enrichissement, notamment en strontium, pourraient traduire des échanges eau-roche plus en profondeur. Cependant, le temps de résidence des eaux souterraines est court ; ainsi, les eaux de surface infiltrées dans le massif rocheux de la mine Joe Mann ne peuvent pas s'enrichir par des interactions eau-roche. Les eaux prélevées sont le résultat d'une dilution d'eaux salines «résidantes» dans la mine par des eaux de surface. La tendance d'augmentation de la teneur en chlore des eaux avec la profondeur démontre qu'une composante eau saline est à l'origine des eaux diluées (le chlore n'est pas présent dans les eaux naturelles météoriques). Des caractéristiques similaires à celles définies pour les eaux souterraines du Bouclier canadien ressortent. Le degré d'interaction entre les eaux de surface et les eaux souterraines est variable. Le système hydrogéologique de la mine Joe Mann est caractérisé par la présence d'un patron de failles majeures plus ou moins abondantes au sein d'une matrice relativement imperméable. Les failles sont ubiquistes et participent à l'infiltration des eaux en profondeur. Les différents éléments ressortis dans l'étude nous amènent à supposer le scénario suivant : l'eau du lac Norhart s'infiltre possiblement dans le massif rocheux via une connexion qui n'est pas directe avec la zone faillée, mais surtout, le phénomène de dilution est reconnu comme omniprésent sur le site d'échantillonnage, quelque soit la profondeur considérée. Finalement, différents types d'eaux correspondant à une évolution hydrogéochimique ont été définis selon leur position spatiale et notamment, des eaux chlorées dans les niveaux les plus profonds de la mine.

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