Le gisement du Lac Troïlus (>60 millions de tonnes à 1.4g/t Au, 1.5g/t Ag et 0.11% Cu) se situe dans la portion orientale de la ceinture volcano-sédimentaire archéenne de Frotet-Evans, à 120 km au nord de Chibougamau. L'alternance de laves komatiitiques à tholéiitiques et de volcanoclastites intermédiaires à felsiques d'affinité calco-alcaline caractérise la stratigraphie régionale. Le gisement, de forme tabulaire, est situé à l'intérieur d'une zone de déformation intense. Cette zone, où le métamorphisme atteint le niveau amphibolite, est associée à la proximité des intrusions bordant la ceinture de roches vertes. Les roches hôtes de la minéralisation Au-Cu comprennent des volcanites intermédiaires porphyriques bréchifiées et des intrusions felsiques porphyriques, toutes d'affinité calco-alcaline. La minéralisation (Py-Po-Cp-Sp-Mg), disséminée et en veinules, est parallèle à la foliation sauf pour une génération de veinules tardives la recoupant. L'or et le cuivre montrent une distribution zonée, la partie centrale du gisement contient de l'or et du cuivre alors que l'éponte supérieure est aurifère et l'éponte inférieure est cuprifère. L'altération en biotite, amphibole et épidote caractérise la zone de brèche et ses environs alors que la muscovite est observée dans les intrusions felsiques. La biotite est aussi présente dans l'éponte inférieure et elle est graduellement remplacée par la muscovite en s'éloignant du gisement. En plus du cuivre, de l'or, du zinc et de l'argent, les éléments ajoutés sont, par ordre d'importance: K, Fe, Mn, Mg et Ba. Le sodium, le calcium, le phosphate et le strontium sont lessivés. La biotite et l'amphibole deviennent plus ferrifères et le plagioclase plus sodique lorsque l'altération augmente. Les variations de composition des principaux minéraux d'altération reflètent donc le degré de métasomatisme des roches hôtes. L'absence de carbonatation prononcée et de veine de quartz importante différencie considérablement le gisement du Lac Troïlus des gisements d'or filoniens archéens. Le haut degré de variance de certains assemblages suggère que leur formation ait été dominée par un fluide plutôt que contrôlée par la composition de la roche hôte et qu'ils ne furent pas métamorphisés. De plus, des évidences texturales et structurales suggèrent une mise en place synchrone avec le métamorphisme et avec l'époque principale de déformation. A la lumière de ces éléments, le modèle mésothermal amphibolitique est préféré au modèle de système porphyrique aurifère archéen, incompatible avec une mise en place synmétamorphique de la minéralisation.

Le gisement de la rivière Eastmain est situé à l'intérieur de la bande volcanosédimentaire de la rivière Eastmain supérieure (BVRES), une ceinture de roches vertes archéenne localisée à environ 320 km au nord-est de Chibougamau. La stratigraphie régionale comprend des unités volcanosédimentaires ultramafiques à felsiques et des unités sédimentaires alumineuses qui ont toutes subi un métamorphisme régional au faciès des amphibolites. Le gisement se retrouve à l'intérieur de la zone de déformation Eastmain (ZDE), un étroit corridor de déformation ductile orienté nord-ouest et dont le pendage est de 45° vers le nord-est. Celui-ci affecte une unité hétérogène composée de métapyroxénites, de métabasites et de métafelsites. Les indicateurs cinématiques observés dans l'environnement de cette zone de cisaillement indiquent des mouvements inverses. Trois zones minéralisées ont été délimitées par forages de surface à l'intérieur de la zone de cisaillement. L'inventaire minéral indique des réserves géologiques toutes catégories d'environ 1 million de tonnes métriques titrant 15,3 g/t Au, 15,1 g/t Ag et 0,27% Cu. Chaque zone minéralisée est constituée de veines de quartz-sulfures déformées, de fragments de veines ainsi que de disséminations de sulfures dans les roches cisaillées. Ces amas minéralisés sont disposés dans le même plan que celui du cisaillement et sont allongés dans le sens de la linéation d'étirement qui plonge abruptement vers le nord-est. En général le minerai est constitué d'une grande proportion de sulfures (20% volume). Les principaux sulfures sont, par ordre décroissant de leur abondance relative: la pyrrhotite, la chalcopyrite, la pyrite ainsi que des quantités subordonnées de sphalérite et d'arsénopyrite. Les minéraux de la gangue forment deux paragénèses différentes. Premièrement, un assemblage prograde contemporain de la déformation associée à la ZDE et dont la paragenèse type est grenat-biotite-hornblende-±clinopyroxène. Le second assemblage recoupe et remplace les minéraux de l'assemblage prograde. Il est caractérisé par la paragenèse actinolite-épidote-chlorite-microcline. Ces deux assemblages sont intimement associés aux veines de quartz aurifères. Leurs minéraux accompagnent le quartz, les sulfures et l'or en remplissage des veines. L'assemblage prograde est cependant largement remplacé par l'assemblage rétrograde et ne représente plus que les vestiges préservés d'un événement métamorphique ou métasomatique antérieur. Les calculs de bilan de masse révèle que l'assemblage minéral prograde est le résultat d'un lessivage important du sodium et du calcium couplé à de forts gains en potassium, fer, soufre, manganèse et dans une moindre mesure silice et magnésium. Le CO2, l'aluminium et le titane sont demeurés relativement immobiles. La paragenèse minérale particulière de l'assemblage minéral prograde ainsi que les données géothermométriques indiquent que cet assemblage s'est développé à une température de l'ordre de 550°C pour une pression d'environ 300-400 MPa. Ces conditions sont entièrement compatibles avec les conditions maximums estimées pour le métamorphisme régional dans ce secteur de la BVRES. L'activité hydrothermale s'est poursuivie après que le pic thermique du métamorphisme régional ait été atteint, puisque les minéraux de l'assemblage de haute température sont couramment rétrogrades, et que de l'or grossier et des tellurures sont associés à ce dernier événement hydrothermal. L'étude des phases fluides associées aux sulfures dans les veines de quartz minéralisées corrobore l'hypothèse de deux événements métasomatiques distincts. Les données microthermométriques indiquent que les deux assemblages prograde et rétrograde sont associés à des fluides de composition très différente. D'une part un fluide aqueux salin sans CO2 durant l'événement prograde et deuxièmement un fluide aqua-carbonique durant l'événement rétrograde. Le gisement de la rivière Eastmain est donc un gisement d'or filonien épigénétique encaissé dans des lithologies métamorphisées au faciès des amphibolites. La minéralisation et l'altération hydrothermale associée se sont développées à une profondeur d'environ 10 à 13 km, pendant le métamorphisme régional. Ce gisement pourrait donc représenter l'équivalent plus profond des gisements d'or mésothermaux classiques tels qu'observés dans les ceintures volcanosédimentaires archéennes moins fortement métamorphisées. Toutefois, les gisements localisés dans les terrains moins métamorphisés (eg. schistes verts) sont, pour la plupart, tardi- à post-métamorphique (la paragénèse métasomatique remplaçant les minéraux indicateurs du pic thermique du métamorphisme). Cette différence de chronologie relative vis-à-vis le métamorphisme régional peut être le résultat d'une histoire thermique différente ou tout simplement le reflet de la dynamique des phénomènes métamorphiques à l'échelle crustale.

Cette étude consiste au levé systématique et à l'interprétation des discontinuités structurales (joints, failles et cisaillements ductiles) au Lac-St-Jean. Cette compilation a surtout été concentrée au sud-ouest du Lac-St-Jean (Roberval - Chambord - Lac Bouchette), mais quelques affleurements-clés furent aussi compilés au pourtour du Lac-St-Jean. La compilation globale des joints des 34 affleurements étudiés donne une dispersion des mesures dans tous les quadrants. Deux familles ressortent de façon nette: 169/88 et 112/84. La compilation des discontinuités structurales (joints, failles et cisaillements ductiles) fait ressortir trois groupes de directions préférentielles: 010-030, 110-125 et 145-170. Plusieurs tentatives (essais) de corrélation furent effectuées afin d'analyser la fracturation. Les trois principales sont: par unité lithostructurale, par secteur et le long de deux discontinuités structurales majeures. Quatre points ressortent de cette analyse des fractures: 1) Les patrons de fracturation sont influencés par le type d'unité lithostructurale, ce qui explique la forte dispersion dans les quatre quadrants de la compilation globale des joints. 2) Cinq secteurs de fracturation homogène peuvent être identifiés autour du Lac-St-Jean. 3) Deux familles de fractures principales sont identifiées; a) l'une à (169/88) contrôlée par une ancienne fabrique grenvillienne et b) l'autre à (110/81) qui s'étale de 110 à 130 degrés et qui est reliée à la formation du graben du Saguenay. 4) Les discontinuités structurales furent réactivées par des cisaillements après la formation du graben. Plusieurs petits tremblements de terre de magnitude de 1.5 à 4.5 furent localisés depuis 1900 au sud-ouest du Lac-St-Jean (Roberval-Chambord). Ces tremblements de terre s'alignent suivant une direction préférentielle approximative de 140 degrés. Deux zones pourraient indiquer un potentiel d'activité séismique dans ce secteur: 1) La zone de faille du Lac Bouchette et 2) une zone qui comprend plusieurs discontinuités structurales (joints, failles et cisaillements ductiles) dans l'éventail de directions 120-160 degrés. Nous proposons deux hypothèses pour expliquer cette séismicité du sud-ouest du Lac-St-Jean. Soit: 1) Une séismicité reliée à celle du Saguenay, ou 2) une séismicité associée au coin nord-ouest du bloc tectonique de Jacques-Cartier. Le modèle de formation de graben en extension de Bosworth (1985) explique bien les structures retrouvées au Lac-St-Jean. De plus, il a l'avantage d'expliquer l'asymétrie du graben du Saguenay (absence du mur sud au Saguenay et absence du mur nord au Lac-St-Jean) et incorpore les failles de transfert, repérées sur le terrain, et qui sont perpendiculaires aux failles normales listriques. Ce modèle laisse encore cependant place à amélioration.

L'époque de mise en place de la minéralisation aurifère à l'intérieur des gisements de type "pyriteux" (Robert, 1390) et des gisements de type "Big Bell/Hemlo" (Phillips, 1985) demeure un sujet de controverse. C'est aussi le cas des amas sulfurés aurifères de la Province de Grenville. Dans le cas du gisement de Montauban, Bernier et al (1387) concluent que l'or fût mis en place par un processus d'exhalaison sur le fond marin tandis que Williams (1990) suggère que sa mise en place à l'intérieur du gisement de Calumet s'est effectuée lors d'une période de rétromorphisme tardive par rapport au cycle orogénique Grenvillien. Deux types de minéralisation aurifère sont distingués à l'intérieur de ces amas sulfurés. Le premier est encaissé par un gneiss à grenat pouvant contenir de 1'anthophyl1ite, de la cordiérite, de la gahnite et de la sillimanite. Ce type de minéralisation est enrichi en cuivre et appauvri en argent, arsenic et antimoine par rapport aux autres minéralisation des gisements. Le second type de minéralisation aurifère est encaissé par un gneiss lessivé en sodium et possiblement enrichi en potassium caractérisé par sa pauvreté en plagioclase. La morphologie des zones minéralisées indique que le minerai a subi des déformations équivalentes à celles des gneiss environnants et qu'il n'est pas encaissé par des zones de déformation tardives par rapport au met amorphisme. Les conditions de met arnorphisme déterminées à partir des assemblages de minéraux de gangue, la présence de gahnite, les textures montrées par les sulfures et les minéraux de gangue ainsi que les données de géothermométrie démontrent que les zones minéralisées ont subi une recristallisation syn-métamorphique suivant la phase majeure de déformation. Par contre, les sulfures pénètrent les minéraux de gangue le long de fractures tardives. Ceci reflète la remobilisation d'une faible partie de la minéralisation par le passage de fluides riches en C0 2 lors d'une phase de déformation cassante associée à une période de rétromorphisme au faciès des schistes verts. L'ensemble de ces observations suggère que les minéralisations zincifères représentent le produit du métamorphisme de minéralisations exhalatives en milieu sédimentaire. Les minéralisations aurifères peuvent être d'origine syngénétique et synchrones aux minéralisations zincifères ou encore d'origine épigénétique et mises en place lors d'une phase du métamorphisme prograde.

La composition isotopique du Pb de divers minéraux présents dans des gîtes métallifères (Mo, Au, Ni, Cu, Pb) du Bouclier canadien ainsi que dans les roches encaissant la minéralisation a été déterminée dans le but de dater directement les minéraux porteurs du minerai et caractériser la nature des régions-sources des métaux. Des feldspaths potassiques provenant de trente massifs granitoïdes d'âge archéen, représentatifs des différentes suites intrusives des sous-provinces de l'Abitibi et du Pontiac ont été analysés afin d'estimer la composition isotopique initiale du Pb de ces roches. Les gneiss montrent une grande variation de composition initiale témoignant de la présence de réservoirs isotopiques très radiogéniques à l'Archéen dans la sous-province de Pontiac ainsi que le long de sa frontière sud avec la zone tectonique du Front de Grenville. Les intrusions granitoïdes possèdent également une grande variation du rapport 207pb/204pb, celui-ci variant depuis des compositions typiques des roches mafiques provenant de la fusion du manteau vers celles des formations de fer sédimentaires. Les roches intrusives mises en place entre 2.72 et 2.68 Ga proviennent principalement de sources mantelliques juvéniles alors que les intrusions âgées de 2.68 à 2.64 Ga résultent plutôt de la fusion de segments de croûte évoluée. De façon générale, les roches granitoïdes de la sous-province de l'Abitibi ont des compositions isotopiques initiales de Pb moins radiogéniques que celles des roches granitoïdes du Pontiac, ce qui suggère que ces deux sous-provinces représentent des segments de croûte distincts juxtaposés tectoniquement. La molybdénite et ses minéraux associés provenant de dix localités dans diverses provinces archéennes du Supérieur et dans la province de Grenville ont été analysés pour la composition isotopique du Pb. La molybdénite a fait l'objet d'essais analytiques ayant pour but de créer artificiellement un étalement des points dans le diagramme isochrone du Pb à partir d'un seul cristal. Des lessivages successifs à l'acide sur un même échantillon ont démontré qu'il est possible d'extraire, préférentiellement au plomb commun initial, le Pb radiogénique provenant de la désintégration in situ de l'uranium et du thorium. La composition des lessivats et des résidus d'échantillons de molybdénite ainsi que celle des minéraux associés (principalement le feldspath potassique) s'alignent généralement bien dans le diagramme isochrone de Pb, livrant des âges compatibles avec la géochronologie connue des régions d'étude. Les échantillons archéens (ca. 2.6 Ga) livrent des erreurs variant de 5 à 30 Ma alors que l'erreur sur l'âge des échantillons protérozoïques (1.3 à 0.9 Ga) n'est jamais inférieure à 50 Ma. Un milliard d'années représente donc la limite minimale de l'application de la méthode. Certaines des molybdénites échantillonnées dans les sous-provinces de Wabigoon et de l'Abitibi ont livré des âges nettement plus jeunes que ceux des roches encaissantes. Dans ce cas, la composition du feldspath potassique provenant des roches minéralisées se place systématiquement sous la droite définie par la molybdénite dans le diagramme isochrone. Ceci suggère une remobilisation hydrothermale du minerai, entraînant une remise à zéro du système U-Pb dans la molybdénite. Les bilans géochimiques indiquent une perte de 30 à 40% d'uranium relativement au Pb lors de ces perturbations. Les rapports isotopiques de Pb des lessivats et des résidus de molybdénite sont en corrélation positive dans le diagramme 2ospb/2O4Pb vs 206Pb/204Pb et s'alignent selon des droites correspondant à des rapports Th/U variant de 0.6 à 2. Ces faibles valeurs, comparativement à celles estimées pour la croûte continentale moyenne (Th/U ~ 4.6), reflètent soit un fort fractionnement de U et Th entre les fluides minéralisateurs et la molybdénite, soit une caractéristique des fluides magmatiques évolués. Sept échantillons de molybdénite provenant du bloc tectonique de Lacome dans le sud de l'Abitibi ont été analysés pour leur concentration en uranium. Tous les échantillons se place au-dessus de la courbe Concordia, témoignant d'une perte en uranium relative au Pb de 50 à 95%. Les âges Pb-Pb obtenus sur les molybdénites doivent donc être considérés comme des âges maxima. Cette perte systématique de l'élément père du système U-Pb n'est pas sans rappeler le comportement du système Re-Os dans la molybdénite. Ces pertes pourraient être occasionnées par des changements des conditions de Eh et pH du milieu. Différents minéraux provenant des gisements d'or de Silidor et de Launay du sud de l'Abitibi ont été analysés pour la composition isotopique du Pb. La pyrite (porteuse d'or), la chlorite et le quartz, provenant d'une veine de quartz aurifère de la mine Silidor, définissent une droite dans le diagramme isochrone de Pb, correspondant à un âge de 2563±12 Ma, qui est interprété comme étant l'âge de cristallisation du corps minéralisé. La molybdénite, la pyrite, l'hématite et les feldspaths de trois échantillons provenant de la zone minéralisée du gîte de Launay sont en corrélation positive dans le diagramme isochrone de Pb, selon une droite correspondant à un âge de 2.6 Ga. Cependant, la dispersion des points de part et d'autre de la droite obtenue excède celle due à la précision analytique. Les données présentent une meilleure corrélation lorsque la molybdénite est omise et les points s'alignent selon une droite correspondant à un âge de 2612±36 Ma. La composition isotopique des feldspaths potassiques provenant de la zone minéralisée de Launay ainsi que celle du quartz de Silidor sont nettement plus radiogéniques que celle des feldspaths provenant des roches encaissant la minéralisation, suggérant des sources de Pb distinctes. Les âges Pb-Pb obtenus pour ces deux gisements d'or sont en accord avec ceux livrés par d'autres géochronomètres, tels que U-Pb, Ar-Ar et Sm-Nd pour différents gîtes d'or de l'Abitibi se situant le long de la faille Cadillac-Larder-Lake. L'évidence d'activité hydrothermale entre 2.61 et 2.55 Ga à plus de 50 km au nord de cette faille supporte l'idée d'un métamorphisme régional à cette époque. Les données isotopiques de Pb pour les gîtes d'or de la province du Supérieur, provenant de notre étude et de la littérature, sont comparées aux compositions isotopiques initiales du Pb des granitoïdes des sous-provinces de l'Abitibi et du Pontiac. Les veines de quartz aurifères encaissées dans les assemblages volcano-sédimentaires possèdent des compositions variées couvrant toute la gamme des compositions, depuis celles du domaine mantellique à celles du domaine crustal. Les minéralisations aurifères contenues à l'intérieur des roches granitoïdes possèdent généralement des compositions plus radiogéniques, témoignant d'une source à caractère plutôt crustale. Quatre gîtes de Ni, Cu et Pb d'affiliation volcanique localisés dans la ceinture de roches vertes archéennes de Baby-Belleterre dans le sud de la sous-province de Pontiac ont été échantillonnés dans le but de déterminer la composition isotopique du Pb des minéraux constituants. Les sulfures et les silicates du gîte de Ni-Cu de Kerr Adisson définissent une droite dans le diagramme isochrone du Pb, qui correspond à un âge de 2694±30 Ma, et à un rapport 238U/204pb (JJ.,) de la région-source égale à 7.8, suggérant une origine mantellique por les fluides minéralisateurs. L'âge et la valeur de [i} du gîte de Kerr Adisson sont identiques à ceux trouvés pour les coulées de laves komatiitiques et les minéralisations associées aux roches mafiques et ultramafiques de la ceinture de l'Abitibi, indiquant une origine commune possible por les séquences supracrustales des deux sous-provinces. Les trois autres minéralisations ont livré des compositions isotopiques de Pb compatibles avec des âges protérozoïques plutôt qu'archéens. Des âges Pb-Pb de 2172±17 Ma et de 2210±40 Ma sont définis respectivement par les sulfures du prospect de Patry (Cu) et des mines Lorraine (Cu-Ni) et Wright (Pb). Ces âges sont interprétés comme des âges de remobilisation des sulfures par des fluides hydrothermaux, engendrés par la mise en place contemporaine de dykes de diabase pendant le Protérozoïque.

La faille Porcupine-Destor (FPD) traverse le sud de la ceinture archéenne de l'Abitibi selon une direction générale E-W, mais s'incurve en direction ESE entre les villages de Duparquet et de Des tor. Ce segment ESE de la FPD a fait l'objet d'une étude structurale ayant pour but de mieux comprendre les événements ayant marqué son voisinage en y définissant les styles de déformation, en y localisant les zones déformées et en interprétant leur cinématique, de même qu'en faisant ressortir des guides structuraux utiles pour la recherche de minéralisation aurifère. L'analyse des éléments structuraux et des indicateurs cinématiques a permis de subdiviser la région en au moins quatre secteurs: les secteurs KiN, DU, KiE et BR. Les secteurs centraux de la région, soit DU et KiE, constituent la zone de faille Porcupine-Destor (ZFPD). DU correspond au bassin sédimentaire de Duparquet. Il est témoin d'une déformation hétérogène et présente une relation angulaire entre les plans de stratification et de schistosité principale, de même qu'une linéation d'étirement à composante direction-oblique. Il montre des évidences de cisaillement latéral dextre d'attitude E-W. KiE représente l'extension orientale du bassin dans le Groupe de Kinojévis. Également touché par la déformation hétérogène, il affiche toutefois une linéation d'étirement à composante oblique-pendage et renferme des cisaillements E-W à ENE à mouvements verticaux de sens opposés. KiN est le secteur du Kinojévis au nord de la ZFPD. Il est peu déformé et non affecté par la ZFPD. Finalement, BR, situé au sud de la ZFPD, est formé des unités du Groupe de Blake River. Il affiche une linéation d'étirement à composante pendage, et il est traversé par des cisaillements ENE à ESE à mouvements verticaux abrupts dans la région étudiée. Ces styles de déformation font intervenir un raccourcissement N-S ayant opéré par le biais d'un aplatissement accompagné de plissement et d'un décrochement latéral dextre le long des structures E-W et ESE. Le mouvement latéral a initié l'ouverture du bassin sédimentaire de Duparquet. Une zone de compensation entre les secteurs à mouvement latéral dextre et ceux à mouvements verticaux est suggérée au niveau du contact entre le DU et le KiE pour intégrer les divers indicateurs cinématiques à l'intérieur d'un même épisode de déformation. De plus, deux hypothèses sont évoquées pour expliquer la fabrique au coeur du DU: un épisode de déformation combinant le mouvement latéral dextre et le mouvement vertical, et un décrochement tardif dextre sans rapport avec une déformation antérieure. Enfin, la minéralisation aurifère associée au segment Duparquet-Destor se retrouve au niveau d'irrégularités le long des cisaillements de troisième ordre et à leurs intersections avec une autre faille, un contact lithologique favorable, etc. L'or est surtout mis en place dans les veines de cisaillement rubanées qui forment des lentilles au c?ur des zones cisaillées, bréchifiées, silicifiées et pyritisées.

Le dépôt de sulfures massifs de Grevet (Zn-Cu-Ag) est situé au centre de la ceinture de roches vertes archéennes de l'Abitibi au sein de la zone de déformation de Cameron (ZDC). Cette zone de déformation fait partie de la famille des failles SE. De pendage vertical cette zone suit la direction N118° et peut atteindre par endroit une épaisseur de 5 km. Le dépôt de Grevet est composé de plusieurs lentilles minéralisées d'épaisseur métrique. Les roches hôtes se caractérisent par l'alternance de laves mafiques et felsiques et de roches volcanoclastiques, recoupées par plusieurs générations de dykes mafiques et felsiques. Les principales caractéristiques structurales de la région de Grevet sont: (1) une foliation mylonitique orientée N298o à pendage subvertical; (2) une linéation d'étirement subhorizontale (N115o/08); (3) des plis asymétriques en forme de Z avec des axes subhorizontaux; (4) des enveloppes minéralisées dont l'axe long est parallèle à la linéation d'étirement; (5) des axes de boudins subverticaux; (6) des lentilles minéralisées retrouvées de plus en plus profondément du SW vers le NE; (7) des indicateurs cinématiques dextres; (8) un clivage de crénulation E-W associé avec de petits plis asymétriques en Z et (9) des fractures tardives et des kink bands. Les lentilles minéralisées sont espacées approximativement de 100 mètres l'une de l'autre et montrent un parallélisme avec la foliation mylonitique. Les épaisseurs varient de 5 cm à 12 m sur des profondeurs excédant les 100 mètres. Les lentilles minéralisées comprennent trois faciès: 1) un faciès massif de pyrite et sphalérite; 2) un faciès bréchique ou à filonets de sphalérite et pyrite; et 3) un faciès de pyrite disséminée. Ces trois faciès sont distribués irrégulièrement à l'intérieur des lentilles. Les roches, de part et d'autre des lentilles, sont caractérisées par un patron symétrique des altérations. Les lentilles minéralisées ont été considérablement modifiées durant la déformation. Les phases métalliques montrent des évidences de déformation et de remobilisation qui ont été documentées aux échelles microscopique, mésoscopique et macroscopique. Cette étude suggère que le dépôt de Grevet peut être considéré comme un ancien dépôt de sulfures massifs volcanogènes dont la géométrie initiale a été perturbée par la ZDC.

Une zone à filonets minéralisés ("stockwork") encaissée dans la formation andésitique des volcanites de la partie ouest du bloc de Powell (VBP), situé à 2 km au nord de Rouyn-Noranda, est caractérisée par une forte altération chimique semblable à celle associée aux gisements de sulfures massifs volcanogènes avoisinants. Selon les travaux stratigraphiques de de Rosen-Spence (1976), la Formation andésitique de Powell ferait partie du même cycle volcanique contenant la plupart des gisements Cu-Zn de la région, et constituerait donc un horizon favorable à l'emplacement d'une lentille minéralisée. Un échantillonnage lithogéochimique effectué sur le terrain avait pour buts d'étudier les effets de l'altération sur les VBP et sur la zone minéralisée à filonets, et de vérifier, par des critères essentiellement géochimiques, la position stratigraphique qu'occupent les VBP par rapport à l'horizon favorable ("Séquence des Mines") des gisements Cu-Zn du secteur. L'Index d'altération (I A-[(Mg0+K20)/(Mg0+K20+Ca0+Na20)]x1OO) de Ishikava et al. (1976) a permis de démontrer que la plupart des VBP est altéré, et particulièrement l'andésite de Powell. Toutes les volcanites du secteur étudié auraient subi une altération métamorphique et/ou spilitique. Cependant, la zone à filonets minéralisés, qui est très altérée, montre une mobilité des éléments typique d'une altération hydrothermale volcanogène de haute température. Les ?FeO, MgO, K20, H2O+, Co, Cu et Zn sont enrichis durant l'altération tandis que les CaO, Na20, CO2, Cr et NI y sont appauvris. Les éléments lithophiles à grands rayons ioniques (LILE; ex.: Rb, Sr, Cs, Ba) sont également très mobiles à l'altération, alors que les éléments à grandes forces de champ (HFSE; ex.: V, Zr, Nb, Th) et les éléments des terres-rares (ETR) montrent très peu de mobilité. Les patrons d'altération de la zone à filonets minéralisés sont identiques à ceux des gisements Cu-Zn avoisinants de Corbet et de Mililenbach. Les rapports en HFSE, les patrons de ETR et les diagrammes multi-éléments suggèrent un lien comagmatique entre les VBP et le stock trondhjémitique de Powell, liant ainsi ce bloc à celui contenant la "Séquence des Mines" (bloc de Flavrian). Les mêmes rapports et patrons en éléments traces incompatibles et en ETR démontrent une géochimie identique à celle des unités du bloc de Flavrian, hôtes de la plupart des gisements de sulfures massifs du camp de Rouyn- Noranda, appuyant ainsi les corrélations stratigraphiques de de Rosen-Spence (1976. Il en ressort donc que la zone à filonets minéralisés révèle des patrons d'altération identiques à ceux des gisements Cu-Zn volcanogènes du secteur suggérant que leurs processus hydrothermaux étaient analogues et que l'andésite de Powell, contenant la zone minéralisée, peut être corrélée stratigraphiquement avec le contact de la "Séquence des Mines".

Le district aurifère de Hetai est situé au sud de la Chine, dans le terrain métamorphique de Yunkai, qui est limité à l'est par le système de failles de Wuchuan - Sihui, et à l'ouest par le système de failles de Bobai - Wuzhou. Il représente le plus grand camp minier aurifère découvert à l'ouest de la province de Guangdong. Les dépôts aurifères avec des réserves prouvées incluent les gîtes de Gaocun, Yunxi, Taipingding, Shangtai, Kangmei, Taozhishan, Huojing et Hehai. À part le gîte de Hehai, tous ces gîtes sont de type hydrothermal dans une zone de mylonite. Le gîte de Hehai est constitué de veines de quartz. L'encaissant principal des gisements d'or est la strate Sinienne. Cette unité est composée de roches métamorphiques variées, avec les schistes, les quartzites schisteuses et les migmatites constituant les roches encaissantes immédiates des dépôts aurifères. Les intrusions granitiques de Wucun et de Yunluogan se rencontrent au nord et à l'ouest, alors que les granites (migmatitiques) de Shidong en occupent l'extrémité Nord - Ouest. 1. Métamorphisme régional et granites Les roches métamorphiques de la région de Hetai consistent principalement en des schistes, des quartzites schisteux, ainsi que de migmatites. On retrouve aussi des métasédiments de bas degré de métamorphisme au sud-est des dépôts aurifères. La paragénèse minérale caractéristique des schistes dominant est quartz + muscovite + biotite ± staurolite ± sillimanite ± almandine. Ces minéraux se sont développés dans des séries de faciès métamorphiques de moyenne à basse pression, au cours de l'orogénie Calédonienne. La température et la pression auxquelles les schistes se sont formés varient respectivement entre 550° - 670°C et 230 - 600 MPa. Les protolithes sont principalement des roches pélitiques avec des cherts intercalés. Les migmatites font partie intégrante des séries métamorphiques de Hetai et représentent les roches les plus intensément métamorphisées de la région. La formation des migmatites est caractérisée par une introduction graduelle de SiO2, de K2O et probablement de Na2O. En général, les migmatites de Hetai sont appauvries en la plupart des éléments métalliques, particulièrement les éléments "chalcophiles", en comparaison avec les schistes de Hetai. Seuls quelques éléments incompatibles, tels Rb, Ta, Nb, Hf, Zr et Se, sont restés inchangés ou se sont enrichis. La concentration des éléments traces était contrôlée par deux processus différents: la tendance naturelle de la migration des éléments traces des domaines de haute température vers les domaines de basse température et l'introduction des éléments incompatibles accompagnant l'injection du magma dérivé de la fusion partielle du protolithe. En général, les migmatites ont hérité du patron de la distribution de ETR des schistes, avec une légère préférence en Terres Rares Lourdes plutôt qu'en Terres Rares Légères. L'occurrence des granites est spectaculaire dans la région de Hetai. Les granites de Shidong, Yunluongan et Wucun représentent une séquence complète d'évolution du granitisme de l'autochtone au parautochtone jusqu'aux intrusions magmatiques. Le granite de Shidong s'est développé au cours de la période Calédonienne et a la même origine que les migmatites du même âge. Les granites de Yunluogan et de Wucun se sont formés durant la période Hercyno-Indosinienne. Les isotopes stables de Sr et de O suggèrent que ces granites sont dérivés de la croûte supérieure. Le granite de Wucun contiendrait probablement certains matériaux d'une source plus profonde. 2. Les cherts lités: caractéristiques pétrologiques et géochimiques et origine Les cherts lités étudiés se trouvent dans la section de Gusui et font partie du membre supérieur (Z^ des strates du système Sinien (Précambrien). Le quartz microcristallin prédomine. Les minéraux accessoires incluent les minéraux argileux, l'hématite, la barite et occasionnellement la pyrite. Les structures litées, laminées, massives et pseudobréchiques ont été identifiées. Les caractéristiques pétrographiques suggèrent une origine hydrothermale pour la formation des cherts. La structure pseudobréchique non-déformée ainsi que le faible degré de compaction, résulteraient de la précipitation rapide de la silice opaline et de la transformation de la silice opaline en quartz microcristallin. Les cherts lités sont caractérisés par des valeurs régulièrement faibles de T1O2, AI2O3, K2O, et de la plupart des éléments métalliques. Cependant, ils sont enrichis en Ba, As, Sb, Hg et Se, lesquels éléments sont diagnostiques des dépôts hydrothermaux. Dans le diagramme ternaire Al - Fe - Mn, ils tombent dans le "champ hydrothermal". Ces évidences géochimiques sont également en faveur d'une origine hydrothermale pour les cherts de la section Gusui. Les associations caractéristiques d'éléments sont effectivement reconnues par l'analyse factorielle et l'analyse de correspondance. Parmi les associations caractéristiques, {As, Cu, -Cr}, {Ba, Hg, -Sn} et {Ba, Pb} sont diagnostiques des dépôts hydrothermaux. La plupart des éléments en traces trouvent leur réflexion dans le facteur de lessivage de la solution hydrothermale à travers les roches encaissantes pendant l'ascension. En plus des faibles teneurs en MnO, les facteurs d'éléments majeurs, {MnO, FeO, MgO} et {Fe203}, indiquent que la formation des cherts résulteraient de l'environnement sédimentaire oxydant, avec une réduction épisodique et locale. Considérant la teneur totale en terres rares, on distingue deux membres extrêmes: le chert hydrothermal pur et le shale hydrogéné. Le premier est caractérisé par une teneur totale faible en ETR. La teneur totale en ETR des cherts impurs varie selon la contribution de shale hydrogéné aux cherts hydrothermaux. Le patron de distribution des teneurs moyennes en terres rares (normalisées par rapport à NASC) des cherts de Gusui varie entre les limites supérieures et inférieures des dépôts hydrothermaux typiques connus. L'anomalie ambiguë de Ce et la teneur très élevée en terres rares de certains échantillons sont attribuées à la contamination des dépôts hydrothermaux par les dépôts hydrogénés. Deux modes de contamination sont plus probables: d'une part, l'alternance des processus hydrothermaux et hydrogénés; d'autre part, leur présence commune dans le même domaine de temps et espace, avec divers taux de contribution. Un mécanisme de formation est proposé. D'abord, l'eau de mer froide et dense s'infiltrait le long de fractures qui recoupaient l'ancien soubassement tectonique et les strates du géosynclinal marginal pré-Calédonien du sud de la Chine. Dans sa marche descendante, l'eau de mer pénétrante était réchauffée et réduite par réaction avec des roches encaissantes près d'une source de chaleur inconnue située à une certaine profondeur. En continuant d'évoluer, les solutions hydrothermales ont lessivé les roches encaissantes qu'elles traversaient, et gagées ainsi la masse. Finalement, les solutions hydrothermales "primaires" riches en silice remontèrent. Près de la sortie, elles sont déchargées et mélangées avec l'eau de mer ambiante. Une partie de la silice est précipitée sous forme de silice amorphe ou de calcédoine. L'autre est perdue dans les eaux du fond marin local et transportée assez loin pour se déposer ultérieurement, associée aux processus hydrogénés. Le quartz microcristallin est le résultat de la recristallisation de la phase silice amorphe et de la calcédoine précipitées initialement. 3. Migration des éléments traces pendant les événements thermaux: modèle de mosaïque incrusté de pièges La relation entre l'infiltration, le flux de fluides et la diffusion n'en est pas une de substitution, mais de superposition. Malgré la grande efficacité de l'infiltration et du flux de fluides dans le transport des éléments, la diffusion reste vitale pour la migration des éléments traces, particulièrement lorsque un solide parfait est considéré, là où il n'y a pas de convection du fluide. Le concept de piège est une abstraction mathématique de l'imperfection de l'ensemble des solides, et du comportement différent des éléments traces dans les solides et leurs imperfections. En réalité, les imperfections, telles les surfaces subgranulaires ou granulaires, les micro-fissures, les fractures, etc., existent dans toutes les roches et les domaines géologiques. Elles sont souvent remplies de solutions, donc sont beaucoup plus efficaces pour la diffusion des éléments traces que les cellules des solides hôtes, qui sont parfaits au point de vue structural. Les pièges peuvent être profonds de plusieurs couches ou niveaux, correspondant à une série des coefficients de diffusion entre les limites du solide et du fluide. A chaque niveau, plusieurs pièges et cellules de solides forment une mosaïque. Le modèle de mosaïque incrusté de pièges est une référence d'ordre hiérarchique des différents lits du mosaïque (mosaïques sont incrustés dans une mosaïque plus grande). Il a une structure de self-similarité, et donc est une structure fractale. Selon le modèle de mosaïque incrusté de pièges, il y a deux tendances de migration des éléments traces. La première est que les éléments traces tendent d'émigrer à la sortie des cellules des solides et s'enrichissent dans les zones de faiblesse. A travers divers grades de pièges, les éléments traces rejoindront finalement une solution aqueuse qui remplit les fractures suffisamment grandes. L'autre tendance est celle de la migration des éléments des champs de haute température vers les domaines de basse température. Les hautes températures et le gradient croissant de température favorisent l'établissement de ces tendances. La réactivation des éléments par diffusion est un transport de masses orienté de courte distance à l'intérieur des solides et des pièges des rangs inférieurs. La trajectoire est en accord avec la tendance de migration des éléments traces dans le modèle de mosaïque incrusté de pièges. La conjugaison des anomalies géochimiques est une conséquence inévitable d'un système géochimique fermé. Deux environnements géologiques sont particulièrement favorables au développement à grande échelle d'anomalies géochimiques conjuguées, e.g., les régions avec un grand contraste de distribution des températures, et un système de grandes failles. De telles conjugaisons d'anomalies, lorsqu'elles se superposent à l'anomalie géochimique régionale, pourraient devenir un excellent guide pour l'exploration et l'évaluation des gisements. 4. Déformation de cisaillement ductile et l'altération hydrothermale liée à la formation des minerais Les minerais du camp minier de Hetai sont souvent constitués de mylonites aurifères altérées. Les zones de cisaillement ductile Hercyno-Indosinienne et les altérations hydrothermales associées contrôlent la formation et l'occurrence des dépôts aurifères de Hetai. La géométrie des structures internes des zones individuelles de cisaillement est similaire aux patrons des zones de cisaillement dans le système de cisaillement. À toutes les échelles, le patron caractéristique est constitué de domaines anastomosés fortement déformés, séparant les domaines rhomboïdes de faible déformation. À travers une seule zone de cisaillement ductile, la déformation s'accroît graduellement de l'extérieur vers l'intérieur de la zone, et les roches déformées varient des roches primaires non-déformées aux mylonites et, localement, aux ultramylonites, en passant par les protomylonites. L'altération hydrothermale de la roche encaissante est spatialement et temporellement associée au développement du système de cisaillement ductile. L'altération produit principalement le chlorite, la séricite, le quartz, les sulfures et l'ankérite. Dans les roches altérées, on distingue au moins trois générations de quartz: un quartz pré-mylonitisation, le quartz hydrothermal de premier stade et le quartz hydrothermal associé aux sulfures. De plus, il y a deux générations des sulfures. La première consiste en pyrite idiomorphe à gros grains, et l'autre, en chalcopyrite et pyrite xenomorphes à grains fins. La précipitation de l'or est essentiellement un type spécial d'altération hydrothermale. L'or natif, la chalcopyrite, la pyrite sont parmi les minéraux économiques les plus importants. Ils sont disséminés dans la roche minéralisée. Le calcul de bilan de masses montre un gain de masse durant l'altération, avec un facteur de masse moyen de 1 : 0.92. Le gain de masse arrive à son maximum dans le minerai (les roches intensément altérées qui sont caractérisées par la présence de sulfures et vin le quartz associé), avec un facteur de masse moyen de 1 : 0.84. La silice, les métaux précieux et la plupart des éléments chalcophiles, comme Bi, Cu, Hg, Sb, Se, Te, Zn, Co et probablement As, font partie des constituants ajoutés. La soude ainsi que la plupart des éléments lithophiles caractéristiques du socle de la Chine méridionale, comme Cs, Hf, Zr, Nb, Se, Th, Ba et Terre Rares, sont appauvris durant l'altération et la minéralisation. D'autres éléments, comme K2O, Rb, U, Ta et W, ont été d'abord ajoutés, puis lessivés par la suite lors de l'étape tardive d'intense minéralisation. Le patron de distribution (normalisé par rapport aux chondrites) des terres rares des strates hôtes altérées est comparable à celui du minerai, avec un faible déplacement vers le bas et peu de différentiation interne entre les terres rares, comparé à la moyenne des strates non-altérées. Ce déplacement cohérent vers le bas est attribué en partie à la dilution résultant de l'introduction de masse comme la silicification, ainsi qu'au lessivage des terres rares. Les pegmatites granitiques altérées ont un patron de distribution des ETR complètement différent de celui du minerai. Elles sont caractérisées par un patron irrégulier en forme de W, une très faible teneur totale en ETR et des terres rares lourdes relativement enrichies par rapport aux terres rares légères. 5. Géochimie des inclusions fluides La plupart des inclusions fluides sont d'origine secondaire en relation avec le quartz hôte, et se situent le long des fractures cicatrisées. Cependant, les évidences minéralogiques indiquent qu'elles se sont formées pas plus tard que la dernière épisode de minéralisation aurifère. La précipitation de l'or est étroitement associée dans le temps et dans l'espace avec le piégeage de ces inclusions fluides. On distingue trois types de composition dans ces inclusions fluides: des fluides aqueux contenant au CO2 à basse salinité (environ 1.5-6 poids % équivalent de NaCl), des fluides aqueux à salinité modérée (environ 6-14 poids% équivalent de NaCl) et des inclusions très riches en CO2. Tous ces types d'inclusions fluides sont contemporains. Leur température d'homogénéisation varie entre 130° et 310°C, avec deux modes statistiques autour de 245° et 170°C. Les inclusions fluides à basse salinité sont considérées comme des solutions hydrothermales primaires. Il s'agit d'un système hydrothermal dominé par de H2O-NaCl-CO2, avec une présence probable de Ca2+ et H2S. L'effervescence de CO2 et la séparation des phases ont alternativement pris place pendant l'évolution de la solution hydrothermale primaire. Dans les deux cas, le CO2 s'échappait de la solution hydrothermale, avec presque tous les métaux restant dans la phase aqueuse résultante. Deux événements de séparation des phases à grande échelle sont supposés avoir pris place à 245° et 170°C. 6. Mécanisme métallogénique Les dépôts aurifères de Hetai sont un produit cumulatif d'étapes multiples de processus géologiques et géochimiques. La sédimentation, le métamorphisme régional, le magmatisme granitique, la déformation et les activités hydrothermales ont contribué à la formation des dépôts aurifères. Les strates Sinienne et Cambrienne sont la principale source de l'or, comme l'indique les évidences des éléments en traces, des terres rares et des isotopes. La présence d'un système hydrothermal fossile, indiqué par l'existence des cherts lités hydrothermale de Zd, suggère la possibilité que des activités hydrothermales de géosystème fossile ont contribué à la concentration préliminaire de l'or durant les périodes Sinienne et Cambrienne. Le métamorphisme régional Calédoni

Le magmatisme felsique archéen est un de ceux les moins bien documentés et également des moins compris. Il est généralement considéré comme différent du magmatisme phanérozoique et de là expliqué différemment. En général des mécanismes différents de ceux utilisés pour le Phanérozoique sont invoqués. Les monzodiorites archéennes sont généralement expliquées par une fusion partielle d'un manteau fortement métasomatisé. Il est ici proposé que l'étude du pluton Houghton, une suite monzodioritique plutonique archéenne, aidera à la compréhension du magmatisme archéen. Avant d'entreprendre une étude géochimique (et plus particulièrement une étude comparative), il est important de s'assurer que les résultats géochimiques sont en accord avec ceux publiés par d'autres laboratoires réputés. Par l'analyse d'échantillons géochimiques de référence, il est démontré que l'analyse par activation neutronique de l'Université du Québec à Chicoutimi (UQAC) donne des résultats similaires à d'autres laboratoires réputés. De plus, il est possible de raccourcir la période de temps entre l'irradiation et l'obtention des résultats. A l'aide d'un seul spectre, recueilli de 7 à 10 jours après l'irradiation, les résultats obtenus sont satisfaisants. L'analyse par activation neutronique de l'UQAC étant fiable, le pluton Houghton peut être mieux considéré. Le pluton Houghton est une suite monzodioritique plutonique composée de hornblendite, de tonalité foliée, de monzodiorite et de leucodiorite à leucotonalite. Ces roches sont calco-alcalines et sont similaires aux magmas modernes tels que ceux des batholites de la Sierra Nevada (Californie) ou des Andes générés près des zones de subduction. Les foliations du pluton Houghton (magmatiques au nord et plastiques au sud) de direction est-ouest ayant un pendage croissant du sud vers le nord, les linéations d'étirement de direction nord-sud ayant une plongée croissante du sud vers le nord et les indicateurs cinématiques senestres suggèrent que la partie sud du pluton (la tonalité foliée.) ait été chevauchée vers le nord. Les contrastes métamorphiques des épontes nord et sud, l'aluminium dans la hornblende et l'épidote magmatique des différentes unités du pluton Houghton sont en accord avec une remontée de la base du pluton. Il est proposé que le pluton se soit différencié de la façon suivante: un magma similaire à la tonalité foliée a rempli la chambre magmatique et l'hornblende ainsi que le clinopyroxène ont commencé à cristalliser avec quelques minéraux traces. Le remplissage périodique (d'un magma similaire à la tonalité foliée) est invoqué pour expliquer les hautes teneurs en éléments incompatibles de la monzodiorite. Après environ 40% de cristallisation, des teneurs en oxydes majeurs et éléments traces comparables à une monzodiorite ayant 60% Si02 sont atteintes. Les observations de terrain suggèrent que la recharge s'est modifiée. Il est proposé que la recharge se soit transformée en un magma similaire à la leucotonalite. Après environ 3 0% de cristallisation de hornblende et de plagioclase (et de minéraux traces), il est possible de simuler les teneurs en oxydes majeurs et en éléments traces comparables à la monzodiorite la plus fractionnée. La grande variété de la leucodiorite à leucotonalite s'explique en les considérant comme des cumulats de plagioclase, de quartz et de biotite. Le pluton Houghton peut ainsi être expliqué par des mécanismes similaires à ceux agissant aujourd'hui. Bien que le remplissage périodique du pluton Houghton soit invoqué sur des bases géochimiques, les brèches dans le sud du pluton offrent l'avantage de pouvoir documenter ce remplissage. Ce sont des brèches composées d'enclaves comagmatiques et xénolithiques. Des filons se terminant dans les enclaves, des couronnes de magma différent de celui interstitiel aux enclaves ornent certaines enclaves; des enclaves poinçonnées entre elles et séparées justifient le remplissage périodique. L'expulsion de magma allant de 0% à 20% est observé et s'explique de la façon suivante: 1- compactage des enclaves jusqu'à ce qu'elles se touchent, 2- imbrication des enclaves, 3- déformation de certaines enclaves et 4- lorsque la composition le permet et que la contrainte non-hydrostatique principale est suffisante, le transfert de masse induit par pression augmente la densité d'enclaves. En conclusion, à partir des hypothèses testées, les conclusions suivantes devraient être retenues: 1- l'analyse par activation neutronique à l'Université du Québec à Chicoutimi avec une seule collecte de spectre donne des résultats similaires aux laboratoires de géochimie réputés, 2- les différentes unités de la suite monzodioritique plutonique peuvent être reliées par fractionnement dans une chambre magmatique remplie périodiquement, 3- le magma à l'origine de la suite monzodioritique du pluton Houghton est similaire à ceux près des zones de subduction phanérozoique telle que celles de la côte ouest des Amériques (la Sierra Nevada californienne et les Andes), 4- les brèches au sud du pluton Houghton permettent de documenter le remplissage périodique de la chambre magmatique et de démontrer que pratiquement tout le magma peut être expulsé d'un mélange enclave/magma.