Ce mémoire présente les résultats d'une étude, portant sur les déséquilibres radioactifs dans les familles de l'uranium et du thorium, effectuée sur des sédiments quaternaires du nord ouest de l'Atlantique nord. Les teneurs et rapports d'activité U-Th ont été combinés à d'autres données: datation 14C, composition isotopique de l'oxygène et du carbone (518O et 813C), teneurs en carbonates, analyses micropaléontologiques, analyses granulométriques et composition minéralogique des argiles. Ces données permettent de présenter différents aspects du comportement géochimique de ces isotopes, en relation avec la paléocéanographie et la paléoproductivité. Les échantillons de surface provenant d'une vingtaine de carottes boîtes, répartis principalement entre le bassin de la mer du Labrador et ceux d'Irminger et d'Islande, ont été étudiés pour leur contenu en uranium et thorium ainsi que leurs rapports d'activité. La composition isotopique des sédiments actuels et holocènes du bassin de la mer du Labrador indique un mélange entre les sources détritiques proximales (érosion des masses continentales voisines), les carbonates biochimiques (pluie peltomicritique) issus de la productivité primaire (ceux-ci peuvent représenter jusqu'à 50 % du poids sec du sédiment) et les apports distaux (argiles de la dorsale). Sur la base des teneurs en Th et des signatures isotopiques (rapports d'activité 238Tj/232Th), trois sources détritiques principales peuvent être identifiées, soit une source labradorienne, une source groenlandaise et une source associée à la ride médioocéanique. Les sédiments de la mer du Labrador ont été récoltés selon un profil transverse entre Hamilton Inlet (Labrador) et le Cap Farewell (Groenland). Ce profil démontre que la proportion de chacune de ces composantes est d'abord fonction de l'emplacement géographique de la station étudiée; ceci concerne principalement les apports proximaux (Labrador et Groenland). Des études antérieures ont mis en évidence le vannage des fractions les plus fines par le sous-courant côtier de l'ouest (WBUC) au cours des périodes interglaciaires. Ainsi, la profondeur de la station et sa position relativement à l'axe de débit maximal du WBUC, affectent la proportion de la composante distale dans les sédiments (argiles de la dorsale) et par conséquent la composition isotopique du sédiment. Dans les stations étudiées, la taille granulométrique des sédiments et les concentrations des différents isotopes mesurés, notamment du thorium, sont ainsi liées. La carotte longue HU-90-013-013 (lat 58°12.59N, long. 48°22.40W, profondeur 3380) située sur le talus groenlandais couvre la période allant du stade isotopique 7 jusqu'à l'actuel. Les sédiments glaciaires (stades isotopiques 2,4 et 6) de la carotte 90-013-013 n'indiquent pas de changement de source sédimentaire au cours des épisodes correspondants et présentent un rapport d'activité 238U/232Th faible et à peu près constant. La quasi-absence de productivité primaire et donc de fixation d'uranium diagénétique ainsi que la faiblesse du WBUC nous autorisent à considérer ce rapport comme représentatif de la source détritique proximale groenlandaise. Le flux total d'uranium sédimentaire est constitué de trois composantes principales: le flux terrigène, le flux particulaire authigène et l'uranium fixé au cours de la diagénèse précoce par diffusion et précipitation sous le front rédox. Cette étude ni démontre que dans les sédiments de la mer du Labrador seulement deux composantes semblent importantes, soient l'uranium détritique et l'uranium diagénétique. Différentes approches ont permis de calculer les flux d'uranium associés à la diagénèse précoce dans le sédiment. Ici aussi, une différence importante est observée entre les stations qui sont sous l'influence du WBUC et celles qui ne le sont pas. Les sédiments holocènes de la carotte boîte 90-013-011 (lat. 58°54.85N, long. 47°05.13W, profondeur 2805), prélevée à la base du talus groenlandais, dans l'axe de débit maximal du WBUC, présentent un flux d'uranium diagénétique trois fois plus faible que les sédiments se trouvant plus bas sur le glacis. Au cours de l'intervalle 0-40 000 ans, le flux des indicateurs rédox-sensibles: l'uranium, le soufre, le manganèse et le fer répondent principalement aux paléoflux de Corg.. La carotte longue 90-013-013 présente des indices qui tendent à démontrer une mobilité post sédimentaire de l'uranium aux interfaces entre les sédiments glaciaires (oxydés) et interglaciaires (réduits). Cette mobilité est illustrée, entre autre, par un défaut croissant en 234U, devant son ascendant 238U avec l'âge du sédiment, soit en passant du stade isotopique 2 au 4 et au 6 laissant supposer un mécanisme de "relocalisation" continue à travers le temps comme l'indiquent des pics d'excès en 234U de part et d'autres des horizons glaciaires oxydés, à la transition avec les couches interglaciaires/interstadiaires englobantes. L'étude démontre aussi que les excès de 230Th mesurés dans les sédiments holocènes profonds de la mer du Labrador excèdent la production de la colonne d'eau sus-jacente d'un facteur ~7. Pendant le dernier maximum glaciaire, stades isotopiques 2 et 6, les excès rendent toutefois assez exactement compte de la production par la colonne d'eau comme l'indique les chronologies 14C et SPECMAP comparées aux inventaires de 230Th en excès. Les flux latéraux de 230Th de l'intervalle 0-40 000 ans présentent une très forte corrélation avec les flux de carbonates biogéniques liés à la production des coccolithophoridés. Il semble donc qu'en première approximation, dans les bassins sub-arctiques, les flux de 230Th puissent être un indicateur des changements de productivité primaire à travers le temps. Pour dresser un bilan du 230Th dans le bassin de la mer du Labrador, il est nécessaire de considérer des flux latéraux importants associés à un transport de moyenne et longue distance. Les modèles, en milieux marins ouverts, utilisant les excès de 230Th semblent donc inappropriés pour normaliser les flux sédimentaires dans ce bassin. Nous proposons dans cette étude que le WBUC, responsable des apports distaux fins liés à la ride médio-océanique, puisse "contraindre", en partie, les flux latéraux importants de 230Th observés dans le bassin de la mer du Labrador notamment au cours de l'Holocène.

Des déblais pétroliers du puits IVCO-10 du bloc CI-02 du bassin sédimentaire de Côte d'Ivoire ont été soumis à des études géochimiques afin de déterminer leur maturation et leur potentiel pétroligène. Des études de minéralogie des argiles et des grès ont aussi été réalisées pour déterminer les phases minéralogiques présentes, la diagenèse et la maturation subies par ces shales, la composition à la source des fragments gréseux et leur milieu de dépôts. Des roches-mères maastrichtiennes et sénoniennes ayant un bon potentiel gazigène existent dans la séquence étudiée du puits IVCO-10. Ces roches-mères sont assez riches en matière organique (COTmoy = 1,35%). Le kérogène de ces roches-mères est principalement de nature amorphe et contient beaucoup de débris de plantes supérieures et quelques foraminifères. La nature du kérogène est intermédiaire entre le type II (sapropélique) et le type III (humique). La matière organique est immature au sommet et atteint le stade de la fenêtre à huile potentielle au fond du forage (séries albiennes). L'hydrocarbure produit serait essentiellement du gaz parce que le kérogène de ces roches-mères est pauvre en hydrogène (IH max = 222 mg HC par g C.org.). Le potentiel de production est bon et est d"environ 5,1 tonnes d'hydrocarbures par mètre carré. L'analyse minéralogique des argiles a permis de déterminer par diffraction aux rayons X les minéraux argileux suivants: kaolinite, interstratifiés illite-smectite, smectite, illite et chlorite. Les taux de la kaolinite, de la smectite et d'interstratification de la smectite dans les interstratifiés illite-smectite diminuent avec l'enfouissement tandis que ceux de l'illite et de la chlorite augmentent dans le même sens. La plupart des minéraux identifiés sont d'origine détritique sauf probablement l'illite et l'illite-smectite qui sont en partie d'origine diagénétique dérivant de la smectite. La maturation atteinte par ces shales à la base du puits (séries albiennes) correspond à celle du début de la fenêtre à huile. Les études sur les grès ont permis de montrer que les déblais du puits IVCO-10 sont composés de matériel provenant d'une source extrabassinale (quartzarénite, chert, métaquartzite et gneiss quartzitique) et d'une source intrabassinale (foraminifères, glauconie et carbonate). L'abondance des grains de quartz et de fragments de roches riches en quartz indique que les roches à la source ont subi une météorisation intense sous climat tropical ni humide. L'abondance de mudstones, la présence de foraminifères et de glauconie indique que le milieu de dépôt est marin calme et peu profond probablement un milieu deltaïque. Étudiante-chercheur © Macoura KONÉ Directeur de recherche Pierre COUSINEAU Co-directeùr de recherche Rudolf BERTRAND

Le gisement de wollastonite du Canton Saint-Onge est un important dépôt de wollastonite récemment découvert dans le complexe anorthositique du lac Saint-Jean (CALSJ). Ce gisement est interprété comme un skarn, mais les plutons possibles pour sa formation restent encore inconnus. Le gisement s'est développé dans les paragneiss situés dans le couloir de la zone de cisaillement du Lac Saint-Jean-Pipmuacan (ZCLSJP) qui coupe le CALSJ. Cette zone contient plusieurs plutons déformés ou non qui peuvent être associés au CALSJ (et sa fameuse suite AMCG). Les zircons trouvés dans les poches pegmatitiques dans les anorthosites indiquent un âge de cristallisation de 1137 ± 3 Ma, mais toutes les fractions de zircons sont discordantes. Si on suppose qu'une perte de plomb s'est produite à cause de la mise en place des plutons tardifs, alors l'âge des roches serait de 1159 ± 3 Ma, cet âge est semblable à celui des anorthosites de la partie sud (1157 Ma, 1142 Ma). Le Granite de Du Bras possède une forme lenticulaire, il est parallèle à la ZCLSJP, il est toujours en contact avec les anorthosites et il est considéré comme un granophyre qui est généré par la fusion des roches paragneissiques hôtes suite à la mise en place des anorthosites. L'âge U/Pb des zircons du Granite de Du Bras de 1148 ± 5 Ma est cohérent avec cette idée. La phase grossière de ce granite montre une forte foliation parallèle à la ZCLSJP tandis que sa phase fine est légèrement déformée. Ceci suggère que l'âge de ce pluton serait aussi l'âge d'une phase du mouvement de la ZCLSJP. Les paragneiss qui contiennent la wollastonite ne possèdent pas de zircon, mais la titanite donne un âge de i 160 ± 20 Ma, cet âge est identique à celui du Granite de Du Bras, ceci indique que ce pluton pourrait être la source des fluides siliceux qui sont responsables de la genèse du gisement de wollastonite. L'événement magmatique tardif est matérialisé par la mise en place du Granite d'Astra et le dyke pegmatitique à amazonite (1028 Ma). L'absence d'une déformation à l'état solide dans cette unité indique que le mouvement de la ZCLSJP a dû cesser quand le pluton s'est refroidi. L'étude géochimique réalisée a démontré que le Granité de Du Bras est un granite appartenant à la série sub-alcaline. Ce granite est fractionné (diagrammes de Harker). L'étude des diagrammes de Maniar et Picolli (1989) et de Pearce (1984) a montré que ce granite s'est mis en place dans un environnement géotectonique de type intra-plaque. Cette même étude a démontré que le Granite d'Astra appartient à la série sub-alcaline. Sur les diagrammes de Harker, le granite d'Astra se positionne dans le domaine des granites fractionnés. L'étude des diagrammes de Maniar et Picolli (1989) et de Pearce (1984) pour le granite d'Astra montre que ce granite s'est mis en place dans un environnement géotectonique intra-plaque. L'étude des lames minces des différentes intrusions situées dans la région nous a permis de conclure que les anorthosites du Canton Saint-Onge et le granite de Du Bras sont déformés à l'état magmatique et solide, le granite d'Astra est déformé à l'état magmatique seulement et les roches calcosilicatées sont déformées à l'état solide. L'étude géochronologique, géochimique et pétrographique, nous a permis de conclure que le granite de Du Bras est responsable de la formation du gisement de wollastonite dans la région. Ces mêmes études nous ont permis de connaître une période de l'activité de la zone de cisaillement du Lac Saint-Jean Pimpuacan.

Le Pluton granitique Wuluma, qui est le résultat de la fusion partielle des roches encaissantes, se situe dans la partie ouest des Wuluma Hills qui sont inclus dans le Complexe Métamorphique Strangways (SMC), en Australie Centrale. Une cartographie détaillée à l'intérieur de ces migmatites a permis de distinguer trois fabriques planaires reliées à deux événements tectoniques et principalement quatre unités lithologiques. Un premier événement tectonique, le Strangways précoce (1780-1770 Ma), a provoqué une importante foliation gneissique S[. Un deuxième événement tectonique, le Strangways tardif (1749 Ma), a premièrement engendré un plissement isoclinal F2. La fin du Strangways tardif est caractérisé par le développement de zones de cisaillement majeures d'orientation NW accompagnées d'un clivage de plan axial S3 orienté NW, qui est le résultat du plissement F3, responsable du patron des structures régionales dans les Wuluma Hills. La fusion partielle s'est développée de façon synchrone avec le plissement F3, à des conditions de 850-900°C pour une pression de 6 kbar. Les leucosomes, géochimiquement similaires avec le granite Wuluma, sont dérivés des gneiss quartzofeldspathiques, qui forment l'unité lithologique la plus abondante. Les autres unités lithologiques observées sont principalement les unités compétentes (de composition intermédiaire) et le matériel résiduel. Le magma issu de la fusion partielle a migré le long d'une variété de structures (plan axial, fractures, contours de boudins) principalement reliées à l'événement de déformation F3, qui a également contrôlé la migration du magma. L'accumulation du magma prend place dans les zones de faible pression reliées à la déformation locale et régionale, particulièrement là où il y a de grandes différences de compétence. La cartographie détaillée a également démontré une continuité entre l'accumulation du magma à petite échelle (dans les migmatites), les plutons granitiques d'échelle hectométrique et le granite Wuluma d'échelle kilométrique. De plus, tous les corps granitiques sont le résultat d'une mise en place progressive d'une série de dykes granitiques séparés par des schleirens mafiques représentant la roche encaissante et présentant des structures similaires à celles retrouvées dans les migmatites. Donc, dans les Wuluma Hills, le pluton Wuluma est le plus gros d'une série de corps granitiques qui résultent de l'accumulation progressive du magma extrait des migmatites adjacentes.

La Formation de Beauceville, du Groupe de Magog, est principalement constituée de mudslate graphiteux à graptolites qui constituent des sédiments de fond et des roches volcanoclastiques déposés dans un bassin avant arc durant l'Ordovicien. Les roches volcanoclastiques, de la région de Beauceville, leur transport et leurs mécanismes de dépôt sont encore mal connus globalement. En se basant sur les structures sédimentaires, la composition, la granulométrie et les textures délicates, quatre faciès distincts ont été identifiés. Le faciès A de tuf-tuf à lapilli massif se divise en deux sous-faciès: i) le tuf à lapilli massif (TLM) mesure entre 2-5 m, est pauvre en particules fines et est massif ou granoclassé et ii) le tuf riche en cristaux massif (TCM) mesure entre 1-11 m, est pauvre en particules fines et possède un granoclassement normal ou inverse. Le faciès B de tuf-tuf à lapilli rubané et laminé se divise en deux sousfaciès: i) le tuf à lapilli rubanné (TLR) mesure entre 0,5-1 m, est pauvre en particules fines et est composé de rubans de 5-40 cm d'épais avec un granoclassement normal mal développé et, ii) le tuf riche en cristaux rubané et laminé (TCRL) mesure entre 1-10 m, est pauvres en particules fines et montre des rubans de 5-10 cm avec un granoclassement normal et des laminations parallèles. Le faciès C de tuf à grains plus fins massif (TFM) est composé de lits de 0,4-5 m d'épaisseur qui sont riches en échardes de verre. Le faciès D de tuf à grains plus fins laminés (TFL) forme des lits de 1 -7 m et est composé de laminations parallèles grisâtres et blanchâtres de 2 mm-6 cm d'épaisseur riches en échardes de verre. Les quatre lithofaciès sont organisés en deux assemblages de faciès distincts qui montrent une séquence à double classement bien définie. L'assemblage 1 comprend TCM- >TCRL->TFM->TFL et mesure 28 m alors que l'assemblage 2 comprend TLM->TLR- >TCM->TCRL->TFL et mesure 24 m. Ces deux assemblages reposent sur les sédiments de fond. Ils pourraient être des équivalents latéraux ou verticaux. En se basant sur la distribution de la granulométrie des deux assemblages, l'assemblage 1 aurait un caractère plus distal que l'assemblage 2. L'abondance des constituants à textures délicates, comme les échardes de verre et les ponces, dans les deux assemblages, le bon tri des constituants et l'absence d'interlits de sédiments de fond ainsi que le double classement des séquences indiquent une sédimentation directe à partir d'une colonne d'éruption explosive qui était probablement sous-marine de type phréatomagmatique ou phréatoplinien. Des écoulements partiellement laminaires auraient produit le tuf-tuf à lapilli massif (faciès A), tandis qu'un écoulement plus turbulent aurait produit le tuf-tuf à lapilli rubanné et laminé (faciès B). Les tufs massifs et laminés (faciès C et D) se formeraient au stade final de l'éruption à partir soit de retombées pyroclastiques, soit de turbidites de cendres résultant du vannage des particules fines de coulées initiales à forte concentration.

II est reconnu que l'excavation d'ouvertures souterraines dans les massifs rocheux provoque des phénomènes de perturbation du champ des contraintes naturelles en périphérie des ouvrages. Ces phénomènes de perturbation sont principalement caractérisés par la formation de zones de compression et de zones de relâchement, accompagnées d'une variété de déplacements radiaux, tangentiels ou en cisaillements. Dans le but d'évaluer l'effet potentiel des perturbations du champ des contraintes sur la conductivité hydraulique des massifs rocheux fracturés, on a effectué des simulations tridimensionnelles par éléments fiais du champ de contraintes en périphérie de certaines galeries situées au niveau 300 (mètres) de la mine Niobec (St-Honoré, Québec). Le modèle utilisé prend en considération un milieu rocheux homogène, parfaitement élastique et isotrope, dans lequel différentes géometries de galeries ont été soumises au champ des contraintes naturelles (anisotrope) de la mine. Les résultats de simulation ont été intégrés dans un modèle reliant l'ouverture, la fermeture ou le glissement sur les plans de fracture avec la conductivité hydraulique des joints. Une première approche dans l'évaluation des résultats de simulation consiste à évaluer l'effet de la contrainte moyenne ou de confinement (0m=(0j+02+C%)/3) sur l'ouverture ou la fermeture des fractures. La seconde approche consiste à évaluer la possibilité d'ouverture ou de fermeture sur des fractures en fonction de leur orientation par rapport aux tenseurs des contraintes principales. Cette seconde approche comprend aussi une méthode d'analyse adaptée de Jaeger & Rosengren (1969), qui consiste à évaluer la possibilité de glissement sur des plans de fractures. Les résultats concernant les variations possibles de conductivité hydraulique obtenus des modèles ont été comparés à des profils de pression et de conductivité hydrauliques mesurés le long de trois forages, réalisés en bout de galerie (niveau 300 m). Ces résultats suggèrent que les variations de contraintes observées en périphérie des galeries ne peuvent expliquer à elles seules les profils anomaliques de conductivité et de pression hydraulique mesurés dans ces forages.

Les latérites nickélifères de Musongati sont situées à l'est du Burundi (Afrique centrale). Elles se sont développées sur un complexe rocheux qui s'étend sur une unité ultramafique de ~ 29 km2 et une unité mafique de ~ 26 km2. Le complexe de Musongati s'inscrit dans un éventail plus large de roches mafiques et ultramafiques, formant un linéament continu de direction NE-SO, depuis le sud du Burundi jusqu'au lac Victoria. L'objectif principal de cette étude était de comprendre les processus à la base des concentrations élevées en éléments du groupe du platine (EGP) dans les horizons latéritiques de Musongati. Une centaine d'échantillons récoltés sur des forages orientés verticalement, dans les unités dunitique et péridotitique, ont été analysés pour les éléments majeurs et traces. Quatre des forages échantillonnés ont atteint la roche-mère (RM) sur 60 à 100 mètres de profondeur, et recoupent les cinq principaux horizons du profil latéritique: le sol latéritique (SL), la cuirasse (CU), la ferralite (FE) et la saprolite (SA). Les résultats de l'investigation pétrographique et géochimique montrent que les roches-mères des latérites nickélifères sont des dunites, des harzburgites et des péridotites à plagioclase. Les phases cumulus dans les dunites et les harzburgites sont l'olivine, la chromite et les sulfures. Dans les péridotites à plagioclase, les phases cumulus sont l'olivine, la chromite, les sulfures et le plagioclase. L'Au, le Cu, le Pd, le Pt et le Rh sont principalement contrôlés par les sulfures, alors que l'Ir, et possiblement le Ru et l'Os sont contrôlés en partie par les sulfures, mais aussi par les spinelles chromifères et l'olivine. Ainsi, la concentration des EGP dans les profils latéritiques est directement l'héritage de la roche-mère ultramafique. La présente étude suggère que la formation du profil latéritique de Musongati est le résultat d'un long processus d'altération intense et itérative des roches ultramafiques, sous les conditions subtropicales, suivant une dynamique essentiellement verticale, régulée par le régime des eaux souterraines. Les fluides latéritisants récents empruntent les mêmes itinéraires que ceux qui les précèdent, ou préparés par les altérations plus anciennes. Le front d'altération progresse au sein de la RM de haut en bas, et avec le temps, chaque horizon se développe au détriment de l'horizon sous-jacent. Les teneurs en éléments des terres rares (REE) de la RM totale, normalisées par rapport aux chondrites, montrent des spectres horizontaux. Les spectres des teneurs en éléments du groupe du platine (EGP), Ni, Cu et Au, normalisées par rapport au manteau (nm), montrent une pente positive, avec des rapports Pd/Irnm=29-44 et Ni/Irnm=l-3. Le niveau, l'allure et la pente des spectres des EGP et des REE dans la RM sont en accord avec un magma parent riche en MgO et d'affinité tholéiitique. Les horizons latéritiques montrent des spectres des REE et des métaux profondément modifiés par les processus supergènes. On observe une tendance généralisée d'enrichissement par rapport à la roche-mère des terres rares légères (LREE) le long du profil latéritique. Le Ce se distingue par son anomalie négative dans la SA, et son anomalie positive dans la FE, la CU et le SL, affichant un pic positif au niveau de la CU avec un rapport Ce/Ce* de 9.22 (Ce* = concentration virtuelle du Ce entre les concentrations de La et de Sm normalisées aux chondrites). Le Ce^+ peut alors être interprété comme étant successivement soluble et en partie oxydé en Ce^+ qui est préférentiellement précipité dans les phases secondaires d'altération par rapport aux autres REE trivalents. Les EGP dans la RM et dans la SA montrent des spectres normalisés par rapport au manteau semblables, suggérant un enrichissement résiduel. Cependant, leur inertie chimique est mise à rude épreuve dans les niveaux de surface, et particulièrement dans la CU, au niveau de laquelle on observe une anomalie négative du Pd et des anomalies positives du Pt et de l'or. Les rapports Pt/Pt*, Pt/Pd et Pt/Au montrent des maxima dans la CU de l'ordre de 3.92, 4.6 et 6.02 respectivement (Pt* = concentration normalisée du Pt entre les concentrations du Pd et du Rh normalisées au manteau). Les calculs de bilans de transfert de masse selon les méthodes de Gresens (1967), Nesbitt (1979), Brimhall et al (1991), Maclean et Barrett (1993) ont été effectués sur tous les horizons latéritiques en utilisant l'Ir et/ou le Ti comme éléments immobiles. Les résultats montrent que le Ce et la La sont ultra-enrichis dans la CU et le SL (gains de masse >100C%), enrichis dans la FE et la SA (gains de masse >100%). Les terres rares lourdes (HREE) se montrent toujours moins enrichies par rapport aux LREE dans tous les horizons latéritiques. Les calculs des transferts de matière pour les EGP montrent qu'ils peuvent être lessivés du SL, car ils enregistrent des pertes de l'ordre de 50%, même en utilisant l'Ir comme élément immobile. Le Pt et l'or marquent des maxima d'enrichissement dans la CU avec des gains parfois supérieurs à 500%, tandis que le Pd enregistre au même moment des pertes de plus de 50%. Une expérience à partir des procédés d'extraction chimique séquentielle des éléments a été effectuée sur 5 échantillons provenant du SL, de la CU, de la FE, de la SA et de la RM du forage 247. L'étude avait pour but de comprendre a) les formes chimiques et liaisons qui régissent les EGP, Au et Re dans les horizons latéritiques, suivant la matière à laquelle ces métaux sont associés, et b) les conditions sous lesquelles ils sont mis en solution ou précipités. Les résultats montrent que les EGP sont immobiles dans la roche-mère. L'or, le Pd, et le Pt sont mobilisés dans tous les horizons latéritiques, suivant l'intensité décroissante Au»Pd>Pt. Le Rh n'est mobilisé que dans la SA, et rarement dans la FE, sous les conditions oxydo-réductrices extrêmes. L'Ir et le Ru sont pratiquement immobiles. L'Os n'a pas pu être analysé. Ainsi, la latéritisation conduit à la redistribution des REE, EGP, Ni, Cu et Au. La redistribution se fait à travers une série de transformations successives des masses minérales de la roche-mère, sous une dynamique essentiellement verticale, en passant par la complication ou la simplification des édifices des minéraux secondaires, formés à partir des éléments individualisés, pouvant conduire à la sorption d'éléments complémentaires des solutions aqueuses. La désintégration différentielle des minéraux conduit probablement à la formation des différents colloïdes (colloïdes argileux, les colloïdes de fer, les colloïdes d'hydroxydes de Mn,...), ayant des degrés différents de sorption sélective. Les effets des différents ligands (la matière organique, les thiosulfates, les complexes hydroxylés) se sont probablement superposés aux effets d'adsorption. Les différences d'enrichissement entre les horizons est probablement le résultat des variations des barrières physico-chimiques, liées aux changements des conditions alcalino-acides et d'oxydo-réduction, intrinsèquement associées à la formation des sols.

Le gisement d'or étudié est encaissé dans la partie ouest de la granodiorite de Tiouit d'âge protérozoïque moyen à supérieur (entre 750 et 650 Ma?). La granodiorite est mise en place dans une série volcanosédimentaire du protérozoïque inférieur et fait partie de la boutonnière de Boumalne-n-Dades au nord-est de Jbel Saghro, au sud du Maroc. L'objectif ultime est d'établir la genèse du gisement et de déterminer les associations minéralogiques en équilibre avec les fluides minéralisateurs. Ceci afin de mettre en évidence les conditions chimiques et thermodynamiques du transport et du dépôt des sulfures et de l'or. La granodiorite est mise en place sous une pression de 171±60 MPa et elle est affectée par une microbréchification intense par endroits. Elle fait partie d'une série de roches intermédiaires à felsiques de nature calco-alcaline de type-I et elle appartient à un environnement volcanoplutonique relié à une zone de subduction durant l'orogenèse panafricaine (Anti-Atlas oriental). La granodiorite, qui affiche une déformation cassante, est traversée par des dykes tardifs (postérieurs à la minéralisation) de natures et d'âges différents. Elle a subi plusieurs stades d'altération: une altération autométamorphique, une large altération hydrothermale et une manifestation supergène. Les altérations sont traitées en détail, car la succession et la coexistence des phases minérales néoformées fournissent de précieuses indications sur les conditions physico-chimiques du dépôt des minerais. En effet, trois zones concentriques (nord, centrale et sud) ont été identifiées autour de la minéralisation d'or et des sulfures. La zone nord est largement chloritisée, la zone centrale est caractérisée par de la chlorite et de l'hématite en proportions égales, par contre l'hématite est dominante dans la zone sud, toujours en présence de chlorite. La muscovite prend des proportions importantes dans les corps minéralisés au sein de cette dernière zone et en moindre mesure dans les autres zones. Les trois zones en exploitation sont affectées par une altération potassique, une large chloritisation-hématitisation et une altération phylliteuse. La répartition spatiale et chronologique est relativement complexe. Néanmoins les traces de l'altération potassique sont observées aux bordures des veines et dans les épontes de la minéralisation. La chlorite omniprésente à côté de l'hématite. Les minéraux argileux sont très abondants localement dans les trois zones. L'altération phylliteuse caractérisée par l'association chlorite-muscovite-pyrite, se superpose aux deux autres types d'altération. L'hématite et le quartz accompagnent probablement les trois types. L'étude des échanges de matière au cours de l'altération nous a amené à mettre au point une méthode graphique nouvelle permettant de lire directement les pourcentages des pertes et des gains des espèces durant le métasomatisme donné de la roche. Cette nouvelle méthode se base sur une modification de la méthode de Grant (1986) et l'assise mathématique est construite sur une nouvelle équation complémentaire aux équations de ce dernier. Deux étapes de minéralisation furent identifiées: i) une minéralisation primaire, liée à l'altération potassique (au sein et sur les bordures des corps minéralisés) et quelques aspects de l'altération propylitique (principalement vers l'extérieur des corps minéralisés), représentée par la pyrite, l'arsénopyrite, la magnétite et probablement la chalcopyrite et l'or; ii) une minéralisation tardive, constituée de: chalcopyrite, pyrite, sphalerite, galène, tennantite-tétrahédrite, argentite (rare), rutile et or-argent (électrum). Cette dernière minéralisation est liée à une altération phylliteuse très intense. Une manifestation supergène chevauche une partie de deux précédentes, elle est concrétisée par des minéraux comme la covellite, la malachite, l'azurite, la goethite et l'hématite qui remplace la magnétite. Une relation spatiale étroite entre les corps à minéralisation importante et les zones d'altération intense (chlorite-hématite-muscovite) dans le gisement aurifère de Tiouit a été constatée. Au cours de l'altération phylliteuse qui devient prédominante, la pyrite non cataclasée et la chalcopyrite (dans les fractures de la pyrite) sont les deux minéraux sulfurés prépondérants. À partir des associations minérales des silicates néoformés et des minéraux métalliques, nous avons déduit un intervalle de température d'altération et de minéralisation d'environ 250°C à 300°C. Par ailleurs, l'étude des inclusions fluides nous révèle des températures minimales d'homogénéisation de 180°C à 250°C. Nous avons identifié deux types de fluides minéralisateurs: l'un d'une salinité modérée et l'autre avec salinité plus élevée. La synthèse et l'interprétation de l'ensemble de nos données sur le gisement d'or de Tiouit nous ont permis également, de faire un rapprochement de ce dernier avec quelques gisements de la Cordillère de l'Amérique du nord qui se manifestent au-dessus d'un système de porphyre cuprifère probablement profond.

La formation de Beaulieu Rapids est une séquence sédimentaire de 0,2 à 1 km d'épaisseur située au centre-sud de la Province structurale de l'Esclave. La formation représente un bassin en décrochement archéen qui s'est développé le long d'une faille majeure de direction NS. Des petits plutons de porphyres quartzo-feldspathiques à hornblende sont localisés le long de la zone de faille. Des datations U-Pb sur zircons donnent un âge approximatif de 2.6 Ga pour ces plutons. La présence de fragments de porphyres dans les conglomérats indique que la formation de Beaulieu Rapids doit conséquemment être plus jeune que cet âge. La marge ouest du basin est caractérisée par une discordance que sépare la ceinture volcanique de Rivière Beaulieu de la succession sédimentaire. Des failles NE tardives sont présentes sur les bordures nord et sud du bassin. Structuralement, la formation est caractérisée par une foliation pénétrative NNE et par des plis en échelons dont l'orientation dominante est aussi NNE. Les plis se présentent sous la forme d'une alternance d'anticlinaux et de synclinaux localisés majoritairement dans la partie nord du bassin. Dans ce secteur, la direction de la polarité change rapidement alors que dans la partie sud du bassin les lits sont de direction nord avec une polarité généralement vers l'est. Quelques lits sont renversés mais les lits normaux sont plus communs. Les roches sédimentaires du bassin de Beaulieu Rapids montrent deux cycles positifs qui indiquent un contrôle tectonique sur la sédimentation. Le premier cycle est représenté par l'association de faciès du conglomérat I (CFA-I: Conglomerate faciès association I) et le faciès de siltstone-grès sus-jacent (SSFA: Siltstone-sandstone faciès association). L'association de faciès du conglomérat II (CFA-II: Conglomerate faciès association H) et l'association de faciès de grès riche en quartz (QSFA: Quartz-rich sandstone faciès association) qui se trouve juste au-dessus forment ensemble le second cycle de dépôt. Le CFA-I regroupe un conglomérat à cailloux et galets massif à stratifier et un conglomérat à support de matrice. Le premier est caractérisé par des conglomérats massifs à faiblement stratifiés (faciès Gm) et à lits entrecroisés en forme de fosse (Gt) à support de fragments, des conglomérats massifs à support de matrice (Gms), une unité mineure de grès à stratifications horizontales (faciès Sh) et entrecroisées (faciès St, Sp) et une argilite (FI). Localement, les galets deviennent imbriqués et montrent une composante d'écoulement NE prononcée. Le conglomérat massif à stratifié à cailloux et galets se compose des faciès Gm, Gt, Gp, St, Sh et Sp. Le CFA-I a été déposé par coulées de débris (Gms), courants de traction (Gm-Gt-St-Sp-Sh) et coulées en feuillets respectivement sur les portions proximale, médiale et distale du cône alluvionnaire. L'association de faciès du siltstone-grès contient une sous-unité dominée par des grès et caractérisée par les faciès Sp, St, Sh et FI qui se sont formés en raison de la migration des dunes et dépôts de levée dans un environnement de plaine sableuse avec des étangs locaux. Trente-six mesures de lits entrecroisés en forme de fosse provenant de la partie sud de la région ont été prises pour l'analyse de paléocourrants. Ces mesures indiquent que l'écoulement, de façon générale, a été unimodal et parallèle au bassin. Une sous-unité dominée par le siltstone contient des exemples bien préservés de rides de vagues asymétriques (FI), de lits granoclassés et de structures d'échappement d'eau. Ces structures sédimentaires se sont développées pendant une sédimentation de sable dans un environnement lacustre. Le soulèvement résultant d'une reprise de l'activité tectonique est responsable du CFA-II qui comprend les faciès Gm, Gt, St et Sh. Cette unité faciès est interprétée comme s'étant formée en bancs longitudinaux pendant l'activité de traction de fond avec la migration prononcée des dunes dans un environnement proximal de rivières tressées. Les structures sédimentaires du faciès d'association de grès riches en quartz (QSFA) le plus élevé dans la séquence incluent les faciès St, Sh, Sp et FI en plus des surfaces d'érosion (Ss) et des lits de cailloux (Gm). Ces caractéristiques suggèrent une migration des dunes prononcée, un dépôt mineur de lamines de boue et un remplissage des surfaces chenalisées dans un environnement de rivières tressées à gradient faible mais à haute énergie. Trente-trois mesures de lits entrecroisés en auge pour l'analyse de paléocourrant montrent que l'écoulement était unimodal vers le Nord et donc parallèle au bassin. Le comptage de points de grès effectués sur les associations SSFA et QSFA révèle que le quartz est le minéral terrigène dominant, représentant 73% des composants. Le plagioclase et le feldspath potassique combinés et les fragments lithiques représentent respectivement 14% et 13%. Le quartz est majoritairement polycristallin, ce qui signifie que le roche source était proximal au bassin sédimentaire puisque le quartz pollycristallin est diminué plus rapidement que les autres variétés. De plus, les grès ne sont pas d'origine multicyclique car le quartz monocristallin devient dominant avec les cycles sédimentaires successifs. Les roches plutoniques fournissent typiquement des proportions considérables de quartz polycristallin aux sédiments. Le plagioclase est beaucoup plus commun que le feldspath potassique et les fragments lithiques sont représentés de façon importante par des grains plutoniques et de façon mineure par des membres sédimentaires et volcaniques. Les grès de la formation de Beaulieu Rapids se retrouvent dans le champ d'orogenèse recyclée dans les diagrammes ternaires QmFLt et QFL, ce qui est typique des bassins tardifs. La prédominance des fragments lithiques sur le diagramme QmFLt résulte de la catégorisation du quartz polycristallin en tant que fragment de roche. Un influx rapide et élevé de sédiments dû au tectonisme, un taux de sédimentation élevé causant un enfouissement rapide ainsi qu'une distance de transport limitée sont les facteurs responsables du haut pourcentage de fragments lithiques dans les grès. Le quartz polycristallin est regroupé avec le quartz monocristallin dans le pourcentage total de quartz (Q) sur le diagramme QFL ce qui résulte en un pourcentage faible des fragments lithiques. Ceci suggère que la formation a été déposée dans des conditions climatiques humides parce que les minéraux labiles dans Lv et Ls sont soustraits préférentiellement par l'érosion dans les climats humides contrairement aux climats arides. Le comptage de fragments des CFA-I et CFA-II présentent des résultats similaires à ceux obtenus à partir du procédé de comptage de point. Les fragments plutoniques et volcaniques mafïques dominent avec 38% et 42.5% respectivement alors que les volcaniques felsiques (<11%), le quartz (<8%) et les fragments sédimentaires (<0,5%) sont des composants mineurs. La région source des roches sédimentaires de la formation de Beaulieu Rapids regroupe le Complexe Gneisso-Plutonique de Sleepy Dragon, les roches volcaniques de Rivière Beaulieu, les plutons de porphyre en marge du bassin et la succession sédimentaire elle-même. La présence de fragments de roches sédimentaires dans le faciès d'association du cycle II implique le cannabalisme des sédiments du cycle I lors de la reprise de l'activité tectonique. Le bassin de Beaulieu Rapids est comparable aux bassins de décrochement modernes qui se forment le long des zones de faille majeures en terme de géométrie du bassin, des contacts de faille et de discordance, des unités lithologiques et enfin, de la succession et de l'organisation des faciès sédimentaires. Des exemples modernes de bassin de décrochement sont: (1) le bassin Hanmer, faille de Hope, Nouvelle-Zélande, (2) le Hazard Lake, faille d'East Anatolian, Turquie, (3) le bassin Ridge, faille de San Andreas, États-Unis, (4) le bassin Nadi, faille de Sovi, Fiji, (5) le bassin Kuji, faille de Taro, Japon et (6) le bassin Little Sulfur Creek, faille de Maacama, États-Unis. La faille majeure (>300 km de long) le long de laquelle le bassin de décrochement de Beaulieu Rapids s'est développé est aussi caractérisée par une autre séquence sédimentaire qui démontre des caractéristiques lithologiques et structurales semblables. La formation de Keskarrah, située approximativement 300 km au nord de la formation de Beaulieu Rapids a récemment été interprétée comme représentant un bassin en décrochement. Plusieurs autres successions sédimentaires localisées le long du linéament NS incluent les formation de Jackson Lake (<2605Ma), le Conglomérat Kaycee (<2600Ma) et le Conglomérat James Falls (<2600Ma). Ces bassins contemporains tardi-orogéniques sont indicatifs d'un mouvement de plaque horizontal attribué parfois à des processus reliés à la subduction. Des bassins de molasse de cette nature se développent habituellement pendant la dernière phase d'accretion des terranes et peuvent ainsi représenter des mouvements tardifs sur une zone de suture archéenne.

La Formation de Rivière Ouelle est principalement constituée de roches à grain fin, communément appelées pélites. Cette formation, qui appartient à l'Ordovicien inférieur, affleure sur une grande distance puisqu'elle est présente de la pointe de la Gaspésie jusqu'à la ville de Québec. Les roches de cette formation se sont déposées à un moment critique de l'évolution tectonique des Appalaches du Québec. Antérieurement à cette formation, tous les sédiments dérivaient de l'érosion du craton Laurentien situé au nord (coordonnées actuelles). Ils se sont déposés le long de la marge passive de Laurentia au cours de l'expansion de l'océan Iapetus. Par après, ils proviendront tous de l'érosion de la chaîne taconienne en érection, sise en direction opposée, et se déposeront le long d'une marge active. L'étude porte sur 32 échantillons provenant de 3 sections de cette formation situées respectivement dans les régions de Rivière-du-Loup, Rimouski et Grosses-Roches-Les Méchins. L'assemblage minéralogique global, tel que déduit des deux méthodes minéralogique et chimique, est formé d'abord de minéraux argileux, tels que illite/smectite, chlorite/smectite avec illite et chlorite discrètes; et des minéraux non argileux, tels que quartz, albite, hématite, dolomite, calcite, et de quelques minéraux accessoires, tels que le zircon, la pyrite et probablement l'apatite ou "une espèce apatitique". L'analyse minéralogique révèle une distribution des minéraux argileux et non-argileux remarquablement uniforme en fonction de la position stratigraphique (profondeur). Tandis que la distribution latérale montre un enrichissement relatif en illite/smectite (surtout du polytype de type 2M1 d'origine détritique) dans la région de Rivière-du-Loup et en chlorite/smectite et en carbonates dans la région des Grosses-Roches-Les Méchins. La région de Rimouski occupe une place intermédiaire. De plus, les pélites rouges abondent dans la région de Rivière-du-Loup alors que les pélites noires et vertes abondent à l'est. Les données de cristallinité de l'illite suggèrent un degré de métamorphisme plus important à l'ouest qu'à l'est. Ceci pourrait expliquer les différences latérales de composition (transformation de smectite en illite/smectite et illite plus chlorite), bien qu'un changement de source ne puisse être exclus. La nature de la distribution des données chimiques indique la présence d'une seule population principale. Les regroupements d'éléments selon la base de leur corrélation suggèrent la présence de minéraux felsiques, de carbonates, de sulfures, de minéraux enrichis en Terres Rares, comme le zircon, et en fer. Les minéraux mafiques ne semblent contribuer que faiblement. Les résultats de calculs de minéraux normatifs supportent ces conclusions. La distribution des éléments chimiques majeurs et traces confirme les différences latérales de composition (teneurs élevées en Al et en Fe dans les pélites rouges à l'ouest et en Mg et Ca dans les pélites vertes et noires à l'est). Divers rapports d'éléments, les valeurs élevées du CIA et l'emploi de diagrammes ternaires, tels que La-Th-Sc et Al-CN-K, reflètent une météorisation relativement rigoureuse et la dominance d'une source granitique ancienne. Les corrélations négatives à faiblement négatives entre mg (de Niggli) et les éléments traces Co, Ni, et Cr indiquent l'absence d'une source ophiolitique. L'environnement tectonique serait celui d'une marge passive surtout ou d'une marge continentale active. Les données suggèrent donc une provenance similaire à celle des pélites plus anciennes des Appalaches du Québec pour des pélites de la Formation de Rivière Ouelle. Une source volcanique et une source de plate-forme calcaire seraient présentes à l'est. L'importance de la source volcanique et ophiolitique est bien moindre que ce qui est noté dans la Formation sus-jacente de Tourelle. Une collision plus hâtive et plus prononcée au NE aurait aussi comme conséquence de soulever et d'éroder la plate-forme calcaire et l'arc volcanique dans cette région, ce qui y favoriserait une sédimentation détritique calcaire et volcanique plus importante.