Ce travail de thèse s'intéresse à l'événement transamazonien en Guyane Française. Le Transamazonien constitue l'événement géodynamique majeur structurant le bouclier des Guyanes entre 2.2 et 2.0 Ga. L'évolution de l'orogenèse transamazonienne est décrite en termes de croissance crustale, prenant en compte des processus de recyclage archéen ainsi que des processus d'accrétion juvénile et de réactivation thermotectonique au Paléoprotérozoïque. Notre travail axé sur une étude géochronologique (U-Pb et Ar/Ar) et une étude géochimique (éléments majeurs et éléments en trace) a permis de proposer un modèle d'évolution en quatre étapes : une première étape avec la formation d'une croûte océanique juvénile à 2.2 Ga, une seconde étape de croissance crustale, avec la formation de série TTG entre 2.18 et 2.1Ga. Cette seconde étape présente une évolution du contexte de subduction générant les TTG, le résultat est la formation de magmas type «sanukitoïdes». La troisième étape présente la formation de magmas calco-alcalins (2.1 à 2.08 Ga) résultant du «refroidissement» du contexte de subduction déjà initié lors de la seconde étape. Le stade final est caractérisé par la formation de granites d'anatexie crustale (2.1 à 2.06 Ga). Plus globalement, notre étude sur le Transamazonien s'intéresse à la question clé des domaines paléoprotérozoïques, qui est de définir quels types de processus étaient actifs à cette période ? Le Paléoprotérozoïque se situe à la transition entre la période archéenne dominée par des processus de croissance crustale dits «archaïques» et une période récente caractérisée par des processus de croissance crustale dits «modernes».

Pour comprendre l'évolution tectono-métamorphique des unités de type Thiviers-Payzac dans la chaîne hercynienne, trois secteurs d'études ont été choisis: le Rouergue-Albigeois, le Quercy et la Vendée. Ces études pétrostructurales et géochronologiques ont permis de présenter l'évolution tectonique suivante:<br /> Au Dévonien moyen, un premier épisode provoque le charriage vers le SW de l'Unité Supérieure des Gneiss sur l'Unité Inférieure des Gneiss. Dans le Rouergue, les granites syntectoniques ont aussi enregistrés cette déformation. Vers 360 Ma, un deuxième épisode tangentiel provoque le charriage des unités de type Thiviers-Payzac vers le NW en contexte métamorphique barrovien. Lors d'une troisième phase vers 330 Ma, les unités précédemment structurées sont charriées vers le Sud sur l'ensemble Albigeois-Montagne Noire. La signification du deuxième épisode est également discutée en termes de géodynamique.

Au Népal central, dans la région de Katmandou, une étude géologique multidisciplinaire a été menée afin de caractériser et de distinguer les nappes cristallines de Katmandou et du Gosainkund, de celles du Moyen Pays (MP). Deux déformations principales ont été reconnues: l'une syn-métamorphique, enregistrée par des microstructures (linéation d'étirement, structures C-S, etc.), l'autre post-métamorphique, enregistrée par un axe anticlinal, orienté globalement W-E et par des plis orientés NNE-SSW. Les conditions P-T syn-métamorphiques diffèrent entre la nappe de Katmandou (900-720 MPa, 700-480°C) et celle du Gosainkund (890-580 MPa, 750-590°C). Entre le MP (750 MPa, 560°C) et la nappe du Gosainkund, les résultats P-T montrent une préservation du métamorphisme inverse. Les nombreuses similitudes pétrographiques et géochimiques existant entre les gneiss oeillés et les granites cambro-ordoviciens de deux nappes montrent que ces formations sont équivalentes. Tel ne saurait être le cas des gneiss oeillés du MP du fait de leur âge protérozoïque. L'âge du refroidissement, déterminée par la méthode 40 Ar/39 Ar sur muscovite, montre un rajeunissement du Sud vers le Nord (de 22 à 13 Ma dans la nappe de Katmandou, de 16 à 5 Ma dans celle du Gosainkund et de 12 à 6 Ma dans le MP). Les points principaux sont: (1) Distinction nette entre deux nappes, marquée par une différence de lithostratigraphie et de métamorphisme, (2) Blocage du mouvement ductile du MCT au Nord de Katmandou depuis environ 25 Ma, (3) Mise en place finale et histoire tardi ou postmétamorphique commune pour les deux nappes, mais le refroidissement plus précoce de la nappe de Katmandou, (4) La surrection actuelle de la région de Katmandou, soulignée encore aujourd'hui par une microséismocité intense, conceme indifféremment les deux nappes, qui forment maintenant un seul domaine tectonique, (6) La surrection conjointe des deux nappes par déplacement sur une rampe de la surface de décollement.

Le gisement de Tocantinzinho est situé sur la province aurifère de Tapajós et est le plus grand gisement d'or de la province, avec 53,9 tonnes d'or estimées. Sa formation commence par un magmatisme granodioritique autour de 2005 Ma, suivi d'un magmatisme granitique. Le granite Tocantinzinho est composé de deux faciès principaux (syenogranite - 1996± 2Ma; monzogranite 1989±1 Ma), des corps d’aplite et de pegmatite, qui suggère un magmatisme enrichie en fluide et mis en place à faible profondeur. Intrusifs dans ces roches, des dykes d'andésite (1998±8Ma) ont des fragments de granite et des mélanges entre les 2 magmas suggèrent un magmatisme à la fois continu et polyphasé. Il est proposé que les premiers dykes d’andésite se sont mis en place alors que le granite n’était pas entièrement cristallisé (mingling) et les derniers lors des stades de déformation à l’état solide du granite. Utilisant la courbe de refroidissement, un âge minimum de 1975 Ma a été estimé pour l’andésite. Les taux de refroidissement des roches plutoniques varient de 3,6 à 14,7°C/Ma, avec une moyenne de 7,5°C/Ma, suggérant que les processus d'exhumation verticale sont faibles. La géométrie allongée du granite ainsi que la tectonique syn-magmatique de l'andésite corroborent la prédominance des mouvements horizontaux. L’affinité calc-alcaline fortement potassique et des anomalies en niobium définissent deux configurations possibles pour le cadre géotectonique: arc continental de type Andin ou Post-collisionnel. Compte tenue la relation génétique entre magmatisme, cisaillement décrochant et les faibles taux de refroidissement, l’environnement post-collisionnel est plus probable. Cela ensemble avec les âges nous permettent de comparer ces roches avec celles de la Suite Intrusive Creporizão (1997-1957Ma). La dacite (1992 ± 2 Ma) recoupe les autres roches, cependant, la signature géochimique comparable aux roches anorogéniques suggère qu’elle appartient à une série magmatique distinct. La zone minéralisée est limitée par deux failles majeures senestres de direction N100°-130E°. Le granite Tocantinzinho et les roches hypo-volcaniques déformées sont dans ce couloir, altérées par de fluides hydrothermaux et minéralisées pendant deux phases tectoniques distinctes. La première est caractérisée par des brèches et des microfractures remplies par muscovite (1864±5Ma) et pyrite, associées à de faibles teneur d’or (<1,5ppm) restreintes au granite. La deuxième phase a été contrôlée par le cisaillement décrochant senestre normal générant des fentes de tension et des brèches remplies par quartz, chlorite, calcite, albite, rutile, pyrite, galène, sphalérite, chalcopyrite et or. La teneur en or peut atteindre jusqu'à 70 ppm dans les veines riches en sulfures. Ces structures de remplissage syntectonique sont parallèles entre elles et orientées N30-60°E. Deux hypothèses ont été proposées pour expliquer la genèse du gisement: la première considère une relation génétique entre magmatisme et minéralisation au moins pour le premier stage de minéralisation selon un modèle porphyrique et la seconde alternative considère une réactivation des failles préexistantes par une tectonique transtensive liée au magmatisme Maloquinha (ca. 1880Ma) pour les deux stades minéralisateurs. Les deux phases dans les deux hypothèses, ont été classées comme des minéralisations de type magmato-hydrothermale qui pourraient être classées soit comme des systèmes d'or liés à l'intrusion. De nouveaux travaux sur le terrain et en laboratoire seraient nécessaires pour identifier et caractériser la nature et la source des fluides hydrothermaux, pour dater la minéralisation et mieux comprendre le rôle des roches hypo-volcaniques. Toutefois, les premiers résultats, et notamment le rôle fondamental du contrôle tectonique pour la minéralisation sont très significatifs et peuvent aider de manière conséquente à l'établissement des programmes d'exploration et d'exploitation futurs. / The Tocantinzinho deposit is located on the Tapajós Gold Province and is the largest gold deposit within Province, with 53,9 tons of gold. Its formation begins with a granodioritic magmatism around 2005Ma, followed by a granitic magmatism 10 Ma latter. The Tocantinzinho granite is composed by two main facies, syenogranite (1996±2Ma) and monzogranite (1989±1Ma), and by aplite and pegmatite bodies, suggesting a fluid-rich magmatism at shallow depth. Andesite dikes (1998±8Ma) are intrusive in both rocks. Sharp fragments of those rocks along contacts and minor mingling with granitic magma suggest a multiphase magmatism at distinct timing. The first dikes have intruded within granite when it was crystalizing, thus a minimum age of 1975Ma was estimated. Cooling rates of plutonic rocks vary from 3.6 to 14.7°C/Ma, with an average of 7.5°C/Ma, suggesting vertical exhumation processes were minor. The elongated geometry of granite along with sin-magmatic strike-slip tectonics of andesite corroborate the predominance of horizontal movements. Geochemical analysis show high-K calk-alkaline affinity and niobium anomaly indicator of two possible geotectonic settings for these rocks: Andean-type continental arc or post-collisional one. Considering the genetic relationship between magmatism, strike-slip faults, and low cooling rates, a post-collisional setting is more likely. The geochemical signature, ages and style of tectonism allow us to compare those rocks with the ones from Creporizão Intrusive Suite (1997-1957Ma). Dacite dikes (1992±2Ma) cut across all other rocks, but the temporal relationship among them remains misunderstood, due to the geochemical signature similar to the anorogenic rocks, suggesting it belongs to a distinct and latter magmatic series. Indeed, the dated zircons were probably inherited from host rocks. The mineralized area is restricted to a domain constrained by two major sinistral strike-slip N100°-130E°E faults that comprises the Tocantinzinho granite and sub-volcanic rocks, which were hydrothermally altered, brittle deformed and mineralized during two phases. The first one is characterized by breccias and microfractures infilled with muscovite (1864±5Ma) and pyrite, which contains low gold grades and are restricted to the Tocantinzinho granite. The second phase was controlled by strike-slip and normal tectonics generating tension gashes veins and pull apart breccias infilled with quartz, chlorite, calcite, albite, rutile, pyrite, galena, sphalerite, chalcopyrite, and gold. The gold grade can reach up to 70 ppm in some sulfide-rich veins. These structures are parallel and mainly trends N30-60°E, showing textures and orientated minerals typical of syn-tectonic infilling. Based on petrographical features and argon ages two hypothesis were proposed for the ore genesis: the first one consider a genetic relationship between magmatism and ore fluids for first mineralization stage and the second hypothesis consider a reactivation of pre-existing faults by an extensional tectonism related to the Maloquinha Intrusive Suite magmatism (ca.1880Ma) for this phase. The second mineralization phase is considered as formed as consequence of tectonic reactivation at ca. 1880Ma, in both hypothesis. Both phases in both hypothesis were classified as magmatic-hydrothermal ore mineralization and might be classified as intrusion-related gold systems. However, new field works are important in order to identify and characterize the nature and source of hydrothermal fluids, as well as ore dating and new geochemical and geochronological data of sub-volcanic rocks are imperative to better understand the genesis and evolution of the Tocantinzinho gold deposit. Such results, strongly linked to the fact that the tectonic control seem significant, may help for future exploration and exploitation programs.

Le Bloc de Yili est un domaine triangulaire limité par les branches nord et sud du Tianshan<br />Chinois occidental. Il est considéré comme un micro-continent avec un substratum précambrien<br />qui se prolonge vers l'Ouest au Kazakhstan, mais ses limites ne sont pas claires. Le Bloc de Yili<br />est important pour comprendre l'évolution géodynamique du Tianshan Paléozoïque qui résulte de<br />processus de subduction et collision polyphasés. Classiquement, la chaîne du Tianshan est divisée<br />en trois domaines: le Tianshan Nord, le Tianshan Central et le Tianshan Sud. Mais nos travaux<br />structuraux, géochimiques et paléomagnétiques suggèrent que ces domaines et leurs limites<br />doivent être redéfinis.<br />Le bloc de Yili était auparavant considéré comme l'extension vers l'Ouest du Tianshan<br />Central. En fait, il s'agit d'un arc magmatique Dévonien-Carbonifère situé sur un socle continental<br />protérozoïque et une plate-forme sédimentaire du Paléozoïque inférieur. Des roches volcaniques<br />d'âge Carbonifère sont très répandues sur les bordures du bloc de Yili. Leurs caractéristiques<br />pétrologiques et géochimiques montrent 1) qu'il s'agit surtout d'andésites, de rhyolites et plus<br />rarement de basaltes appartenant à la série calco-alcaline, 2) que les importantes anomalies en Nb<br />et Ta s'accordent avec des magmas liés à une subduction, 3) que les dicriminations fondées sur les<br />HFSE placent ces roches dans le champ des arcs continentaux. Les études isotopiques Rb-Sr et<br />Sm-Nd indiquent que ces roches magmatiques sont issues d'un réservoir magmatique situé dans le<br />manteau appauvri. En considérant les formations sédimentaires de faible profondeur associées au<br />magmatisme, on suggère que les roches magmatiques carbonifères se sont formées sur une marge<br />continentale active. Des datations, par ICP-MS ablation laser, de zircons issus de roches<br />volcaniques et granitiques de l'ensemble du bloc de Yili, indiquent des âges compris entre 389 et<br />310 Ma, c'est à dire fini Dévonien moyen à Carbonifère supérieur.<br />La limite Nord du Bloc de Yili est représentée par les turbidites du Carbonifère supérieur et le<br />mélange ophiolitique de Bayingou-Motuogou qui constituent le Tianshan Nord. Les données<br />pétrologiques et géochimiques suggèrent que les turbidites et le mélange ophiolitique représentent<br />un complexe de subduction. Le mélange ophiolitique résulterait d'une tectonique intraocéanique<br />suivie de resédimentation et de déformation pendant la subduction du bassin océanique du<br />Nord-Tianshan qui existait au moins depuis le Dévonien supérieur-Carbonifère inférieur d'après<br />les faunes de radiolaires des cherts ophiolitiques. Les données structurales, pétrologiques,<br />géochimiques et géochronologiques sur le mélange ophiolitique et les turbidites sont en faveur<br />d'une subduction du bassin océanique de Nord-Tianshan vers le Sud, est responsable de la<br />formation de l'arc magmatique de Yili. Comme ce complexe de subduction a été redéformé et<br />charrié vers le Nord sur le bassin Cénozoïque du Junggar, la véritable suture du Nord Tianshan est<br />cachée par les chevauchements cénozoïques. La prolongation orientale du Nord Tianshan se<br />trouve dans l'arc de Bogda qui est composé de sédiments carbonifères, de volcanites et de<br />granitoides. De nouvelles données géochimiques dans la région de Houxia indiquent que les<br />dolérites, andésites et dacites rhyolitiques sont des volcanites d'arc d'affinité calco-alcaline. La<br />cohérence temporelle et la corrélation spatiale entre le complexe de subduction du Tianshan Nord et l'arc de Bogda suggèrent que la suture du Tianshan Nord se prolonge vers l'est, où elle serait<br />cachée sous l'arc de Bogda par le chevauchement tertiaire.<br />La limite sud du bloc de Yili est une zone complexe polydéformée qui contient des roches<br />métamorphiques de haute-pression (HP), des mélanges ophiolitiques, un socle fait de roches<br />métamorphiques crustales et de roches sédimentaires de plate-forme, le tout affecté par des<br />décrochements. L'étude géologique détaillée le long de la rivière Kekesu révèle l'existence d'une<br />déformation ductile à faible pendage et dirigée vers le nord qui affecte des roches océaniques<br />métamorphisées dans des faciès de HP (schistes bleus et éclogite) et des roches continentales<br />interprétées comme la bordure méridionale du bloc de Yili. Des preuves d'une déformation ductile<br />extensive dans le faciès schiste vert sont également rencontrées le long de la Rivière Kekesu. Des<br />datations Ar/Ar par sonde laser de micas blancs dans des métapélites issues de schistes bleus<br />rétromorphosés et de quartzites dans le faciès schiste verts donnent des âges compris entre 330 et<br />315 Ma qui sont interprétés comme l'âge de la fin de l'exhumation des roches de HP. La formation<br />des roches de HP a été interprétée comme associée à une subduction vers le nord de l'océan du<br />Tianshan, également responsable du magmatisme d'arc de la partie sud de Yili. Cependant,<br />comme le magmatisme d'arc du bloc de Yili est significativement plus jeune que le pic du<br />métamorphisme prograde (antérieur à 350 Ma) et même que la rétromorphose, et que l'analyse<br />cinématique indique un mouvement vers le Nord, cette interprétation n'est pas étayée par nos<br />données. Par ailleurs, la structure de la rivière Kekesu est en accord avec les données cinématiques<br />vers le nord observées dans la région de Mishigou et Gangou, plus à l'Est. Cette dernière<br />correspond à la suture entre le Tianshan Nord et Central. Dans le Tianshan Central, au sud du<br />complexe métamorphique de HP, il n'existe pas d'arc magmatique Carbonifère, mais un arc<br />Ordovicien -Silurien et des turbidites du même âge. Des calcaires et des grès du Carbonifère<br />inférieur recouvrent en discordance l'arc d'âge Paléozoïque inférieur. Des roches métamorphiques<br />protérozoïques représentent le substratum de cet arc.<br />Dans les régions de Aheqi, Wushi, Heiyingshan, sur le versant sud du Tianshan, on rencontre<br />un mélange ophiolitique contenant des blocs de gabbros datés à 390 Ma avec une signature<br />géochimique de bassin d'arrière arc. Par ailleurs, l'évolution de la plate-forme carbonatée du<br />Tianshan Central vers des roches siliceuses (cherts rubanés et pélites siliceuses) suggère un<br />approfondissement de cette marge continentale pendant le Dévonien. Ces données s'accordent<br />avec l'existence d'un bassin marginal entre le Tianshan Central et le Tarim. Les observations de<br />terrain suggèrent que le mélange est charrié du Sud vers le Nord sur les séries carbonatées<br />dévoniennes du Tianshan Central. Cette déformation ductile s'est produite avant le dépôt des<br />séries terrigènes et carbonatées du Carbonifère inférieur-moyen qui recouvrent en discordance le<br />mélange ophiolitique et son substratum tectonique. Il faut cependant remarquer que les séries<br />carbonifères sont déformées par des plis, parfois synschisteux, à vergence Sud. Mais l'âge de cette<br />déformation n'est pas établi avec certitude. Il est peut-être Cénozoïque, mais des âges compris<br />entre le Permien et le Paléocène ne peuvent pas être définitivement écartés. Ces observations sont<br />en bon accord avec celles de la région de Kulehu et de Kumux-Yushugou. Ce mélange<br />ophiolitique correspond au Tianshan sud, il a été souvent interprété comme des klippes déplacées<br />du Nord vers le Sud. Dans notre interprétation, il est au contraire issu d'une suture méridionale qui<br />sépare le Tianshan du Tarim.<br />Les deux limites nord et sud du bloc de Yili ont été redéformées par les décrochements<br />permiens. Les turbidites du Tianshan Nord sont affectées par une foliation verticale et une linéation horizontale associée à une cinématique dextre. Nos datations Ar/Ar sur roche totale<br />indiquent un âge de 270 Ma qui correspond au mouvement de la faille du Tianshan Nord. Ceci<br />s'accorde avec les données disponibles sur la Faille Principale du Tianshan (MTSF) où les<br />datations se distribuent entre 280 et 250Ma. Les failles de Nalati et de Qinbulak recoupent la<br />limite entre les blocs de Yili et du Tianshan Central. Nos observations en plusieurs points entre<br />Kekesu, Laerdun, Sanghuyanzi confirment la cinématique dextre. Ces mouvements coulissants<br />sont associés à un magmatisme intraplaque, représenté par des granites alcalins, des basaltes<br />tholéiitiques continentaux, et des roches volcaniques acides. Les décrochements permiens<br />apparaissent comme complètement indépendants de la tectonique de convergence N-S du<br />Paléozoïque pré-permien. Ces coulissements jouent un grand rôle dans l'architecture finale du<br />Tianshan.<br />Afin de mieux contraindre les mouvements coulissants d'âge Permien, des données<br />paléomagnétiques ont été acquises sur des roches d'âge Ordovicien, Carbonifère et Permien dans<br />le bloc de Yili et les régions voisines. Plus de 500 échantillons de roches volcaniques et<br />sédimentaires ont été prélevés sur 61 sites. Les études magnétiques (minéralogie, démagnétisation,<br />etc...) montrent que les porteurs de l'aimantation sont la magnétite et l'hématite. Après une étude<br />soignée des caractéristiques de l'aimantation rémanente dans la région de Zhaosu, Xinyuan et<br />Gongliu, deux pôles pour le Carbonifère supérieur (C2) et Permien supérieur (P2) sont calculés<br />pour le bloc de Yili. La comparaison de ces pôles C2 et P2 avec ceux du même âge disponibles<br />pour le Tarim, le Junggar et la Sibérie indique 1) qu'il n'y a pas de mouvement différentiel<br />significatif entre le Bloc de Yili et le Junggar depuis le Carbonifère terminal ; 2) qu'il n'y a pas de<br />mouvement latitudinal significatif entre ces blocs depuis le Carbonifère supérieur ; 3) qu'il existe<br />des rotations anti-horaires d'environ 46± 15° et 32±15° entre l'ensemble Yili-Junggar par rapport<br />au Tarim et à la Sibérie entre C2 et P2. Ces rotations sont accommodées par les décrochements<br />dextres le long des failles bordières nord et sud du bloc de Yili et par le décrochement senestre de<br />l'Irtish dans l'Altaï. Il en résulte un mouvement relatif d'environ 1000 et 600 km sur ces deux<br />failles.<br />Finalement, en tenant compte des déformations Cénozoïques liées à la collision Inde-Asie, un<br />modèle simple de l'évolution du bloc de Yili et de l'ouest du Tianshan chinois est proposé.<br />Pendant l'Ordovicien et le Silurien inférieur, un bassin océanique appelé l'Océan Tianshan existait<br />entre le Tianshan Central et le Bloc de Yili. Cet océan a commencé à se fermer par subduction vers<br />le Sud pendant l'Ordovicien supérieur et le Silurien inférieur en produisant l'arc du Tianshan<br />Central. Entre le Silurien moyen et le Dévonien moyen, l'Océan Tianshan continue de se fermer.<br />La subduction océanique est suivie par la subduction continentale du Bloc de Yili sous le Tianshan<br />Central qui est responsable de la formation des roches métamorphiques de HP. Simultanément à la<br />fermeture de l'Océan Tianshan, une mer marginale s'ouvre au sud du Tianshan Central pendant le<br />Dévonien inférieur à moyen. Pendant le Paléozoïque inférieur, les dépôts de grès et de calcaires<br />suggèrent que la marge nord du bloc de Yili était une marge passive. Entre le Dévonien moyen et<br />le Carbonifère inférieur, à cause de la fermeture de l'Océan Tianshan, les blocs de Yili et du<br />Tianshan Central sont soudés pour former une seule masse continentale. A ce moment là, les<br />roches de HP sont exhumées. La fermeture du bassin d'arrière arc est associée au charriage du<br />mélange ophiolitique du Tianshan Sud. Simultanément, la subduction vers le sud d'un bassin<br />océanique, appelé océan Nord Tianshan est responsable de la formation de l'arc magmatique de<br />Yili et du complexe de subduction du Tianshan Nord. La subduction de l'Océan Nord Tianshan s'achève au Carbonifère supérieur quand se produit la collision entre le Bloc de Yili et le Junggar.<br />A la fin du Carbonifère, la convergence sub-méridienne (par rapport aux coordonnées actuelles)<br />est achevée. Tous les blocs continentaux sont alors soudés. Au Permien, les décrochements dextres<br />d'ampleur plurikilométrique perturbent la géométrie initiale. Par exemple, la continuité de l'arc du<br />Tianshan Nord-Bogda est détruite.