Cette étude sur les processus chimiques, hydrauliques et mécaniques, et leur couplage, a été réalisée à la mine Bouchard-Hébert localisée dans le district minier de l'Abitibi au Québec, Canada. Dans cet environnement minier, les eaux acides migrant des anciennes excavations vers les nouvelles en combinaison avec la perturbation des contraintes géomécaniques causées par les excavations affectent la perméabilité du massif rocheux. Des travaux de terrain et des expériences au laboratoire ont été menés pour étudier ces processus, en particulier dans la partie du massif rocheux situé entre les anciennes et les nouvelles excavations de la mine (galerie du niveau 6A). Les résultats de cartographie de fractures montrent que dans la partie ouest de la galerie au niveau 6A (de 10600E à 10900E), le massif rocheux est traversé par deux principales familles de fractures : une famille de fractures est subhorizontale (pendage entre 0° et 30°) avec une longueur de trace entre 1 et 1,5 m, et une autre famille de fractures est subverticale (pendage entre 75° et 90°). La famille de fractures subverticale est subdivisée en deux groupes selon la longueur de trace : un groupe a entre 0,5 et 2 m de longueur de trace et un autre entre 3 et 3,5 m. La densité de ces deux familles de fractures varie de 1 à 6 m"1 et leurs veines ont une épaisseur d'environ 2 mm. Du côté est du niveau 6A (de 10900E à 11200E), le massif rocheux contient les deux familles de fractures rencontrées à l'ouest en plus d'une famille de fractures à pendage modéré (entre 15° et 45°) vers le nord-est. Cette famille de fractures est de plus faible effectif, d'une longueur de trace très variable, entre 0,5 et 2,5 m, et d'une épaisseur de veine d'environ 2 mm. La densité de l'ensemble des fractures est d'environ 1 à 4 m"1. Bien que dans la partie est de la galerie 6A, le massif rocheux soit traversé par les trois familles de fractures, il semble moins perméable que celui situé à l'ouest étant donné sa plus faible densité de fractures. La circulation des eaux serait donc plus intense dans le massif rocheux de la partie ouest de la galerie 6A de la mine. Les résultats des essais hydrauliques en forage dans le massif rocheux immédiatement sous la galerie 6A et sur une profondeur de 48 m ont montré que dans la partie est de cette galerie, la conductivité du massif rocheux fracturé est relativement faible et à peu près constante, variant entre 1 xlO-10 et 1 xl0-11 ms-1. Alors que dans la partie centrale de cette galerie, située en dessous des anciennes excavations, la conductivité hydraulique du massif rocheux est plus élevée et elle augmente avec la profondeur de 1 xlO-11 à 1 xlO-6 ms-1, en concordance avec la densité de fractures plus élevée observée dans cette partie de la galerie. Du point de vue hydrogéochimique, les résultats montrent que les eaux échantillonnées dans les trous de forage à la mine ont un pH presque neutre et des concentrations élevées en Ca, SO4 et en métaux. L'ion Ca proviendrait de la dissolution de la calcite, abondamment présente dans les fractures. L'ion SO4 et les métaux proviendraient de l'oxydation des minéraux sulfurés qui font partie des minéraux de remplissage dans les fractures mais aussi de la matrice rocheuse. Les eaux derrières les barricades aménagées sous les anciennes excavations et celles du bassin de sédimentation en surface sont acides, montrant des valeurs très faibles de pH, de 2 et de 2,5 respectivement, et des concentrations très élevées en ions, en particulier de SO4 et des métaux (Fe, Zn, Cu et Mn). L'acidité des eaux provenant de l'ancienne mine reste très notable dans le bassin de sédimentation malgré leur dilution avec les eaux à pH plus neutre, provenant des autres parties de la mine. Les résultats des essais au laboratoire sur les échantillons de fractures, provenant de la mine, montrent qu'une variation relativement faible de la composition chimique de l'eau et de son pH cause des réactions géochimiques différentes à l'intérieur des plans des fractures et des effets considérablement différents sur leur transmissivité. En effet, une eau à pH 2 et à concentration élevée en sulfate tend à faire augmenter la transmissivité des fractures d'une façon rapide, après quelques heures ou quelques jours, et indépendamment du rapport de la pression d'injection sur la pression de confinement (Pj/Pc). Cette forte augmentation de la transmissivité est due à un taux relativement élevé de dissolution de la calcite, principal minéral de remplissage. La chenalisation est le phénomène important qui se produit sous ces conditions. Pour des eaux avec une teneur moins élevée en sulfate et à pH 2,5, il y a une diminution de la transmissivité des fractures. Le taux plus faible de dissolution de la calcite dans ce cas serait principalement dû à l'importante précipitation d'hydroxydes de fer dans les fractures. La transmissivité de la fracture dans ce cas est fonction du rapport Pi/Pc. Les eaux à pH 4 et à pH 7 ont sur la transmissivité des fractures un effet similaire à celui de l'eau à pH 2,5, mais avec peu de dépôt d'hydroxydes, en particulier dans le cas de l'eau à pH 4. La dissolution de la calcite serait plutôt limitée aux points de contact entre les parois de fractures, permettant la réduction de leurs aspérités et, par conséquent, une diminution de la transmissivité. Sur le terrain, toutes les conditions favorables à ces types de réaction géochimique sont réunies. Certaines évidences de la présence de ces types de réaction peuvent déjà être déduites. En effet, les eaux échantillonnées à la mine, riches en Ca, SO4 et en métaux, témoignent de la présence de réactions de dissolution et d'oxydation des minéraux. De plus, la présence d'hydroxydes de fer a été constatée dans des fractures à plusieurs endroits de la galerie 6A. Comme les résultats des travaux expérimentaux l'ont montré, une eau à pH neutre dans le contexte de la mine n'implique pas nécessairement des conditions géochimiques et hydrauliques stables; au contraire, ceci peut être le résultat d'importantes réactions géochimiques entre les minéraux de remplissage dans les fractures et l'eau, lorsque celle-ci est acide comme c'est le cas sous les anciennes excavations à la mine. Les travaux de terrain et les essais au laboratoire montrent donc tous les deux que les processus chimiques de dissolution, d'oxydation et de précipitation sont très actifs et agissent à différentes échelles de temps. Le couplage entre ces processus chimiques et les processus hydrauliques se produit également aussi bien à l'échelle du massif rocheux qu'à l'échelle d'une fracture.

Le Groupe de Louvicourt, compris dans la Zone Volcanique Sud de la sous-Province de l'Abitibi, est l'hôte de plusieurs gisements de sulfures massifs volcanogènes (gîtes Louvem, Manitou, Louvicourt, Dunraine et East-Sullivan) totalisant collectivement plus de 50 Mt. La production du gîte de East-Sullivan, lequel fait l'objet de cette étude, a atteint 16,4 Mt @ 1,03% Cu, 0,7% Zn, 0,3g/t Au et 9,6g/t Ag. Le Groupe de Louvicourt est constitué de roches volcano-sédimentaires appartenant à la Formation de Val-d'Or (âge de 2704 +1-2 Ma, suite géochimique évoluant de transitionnelle à calco-alcaline) et de la Formation de Héva (âge de 2702 +/-1 Ma, suite géochimique tholéiitique). La mine East-Sullivan est située au sommet de la Formation de Val-d'Or. La séquence stratigraphique contenant ce gîte forme un empilement homoclinal à polarité sud. La séquence stratigraphique de la mine East-Sullivan débute, à sa base, avec les volcanites calco-alcalines de la Formation de Val-d'Or des volcanoclastites mafiques à intermédiaires (d'une puissance >1 km), de coulées massives et lobées de composition intermédiaire à felsique (500 m), de laves coussinées intermédiaires (25 m) et de tufs fins de composition felsique (25 m). Les tufs fins sont recouverts par une unité de lave mafique massive tholéiitique de la Formation de Héva, qui scelle le système minéralisateur du gîte East-Sullivan. À l'Est, les différents faciès monzonitiques porphyriques du Stock de East-Sullivan (2684 +/-1 Ma) recoupe régionalement la séquence stratigraphique de la mine ainsi que la minéralisation. Au sud, le gisement est tronqué par deux séries de dykes porphyriques dioritiques, une première étant associée à la mise en place de la Formation de Héva et l'autre avec l'intrusion du Stock de East-Sullivan. Le niveau hôte de la minéralisation se détails en coulées felsiques massives (10-70m), lobés (<lm) et bréchique, elles sont peu vésiculaires et aphanitiques. Ces coulées felsiques sont interlitées avec des coulées intermédiaires vésiculaires à phénocristaux de plagioclases. Ces dernières ont des aspects massifs (5-10m), coussinées (<10m) et de brèches de coussins (<5m). Du matériel volcanoclastiques felsiques autoclastique et remanié est associé aux lobes felsiques. Le matériel remanié est une suite de lits turbiditiques de haute densité. La séquence montre une alternance de lits massifs granoclassés (Ta) (10-50 cm) et de lits à laminations parallèles de traction (Tb) (20 cm) et de suspension (Td) (5-10 cm) déposé en discodance érosive sur des lits de brèches de lobes autoclastique. La minéralisation, d'origine synvolcanique, est associée à la fracturation et au remplacement des unités volcanoclastiques tufacées et massives felsiques. Le minerai, dispersé dans une vingtaine de lentilles, peut être regroupé sous trois principaux assemblages minéralogiques et une phase mineure. Ces assemblages sont : 1) sphalerite -pyrite (0,5 Mt); 2) chalcopyrite-pyrrhotite (12 Mt); et 3) chalcopyrite-pyrrhotite-sphalérite-pyrite (3,2 Mt). L'assemblage mineur est illustré par la pyrite colloforme (0,1 Mt) qui s'est développée au tout début du système hydrothermal. L'étude minéralogique des différentes phases de la minéralisation démontre que la mine East-Sullivan est le résultat de deux époques minéralisatrices distinctes. La première phase est le résultat du développement d'un système hydrothermal complet jusqu'à sa maturité, avec des minéralisations finales de hautes températures (>300 °C). Cette phase est représentée par l'assemblage chalcopyrite-pyrrhotite qui résulte de l'enrichissement en cuivre successif des assemblages pyriteux initiaux. Elle prend place dans un environnement dominé par la construction du centre volcanique felsique, lequel est constitué de lobes felsiques massifs et d'un abondant matériel volcanoclastique. Un hiatus dans le système hydrothermal de la mine ES intervient ensuite, en raison de la transition d'un environnement d'arcs (Fm. de Val-d'Or) vers un environnement de planchers océaniques en extension (Fm,. de Héva). La seconde phase de minéralisation qui se dépose par la suite est de température moindre car le système hydrothermal ne se restaure pas efficacement. Cette minéralisation est représentée par l'assemblage sphalérite-pyrite, lequel recoupe les lentilles de chalcopyrite-pyrrhotite et les unités felsiques. Ce recoupement des lentilles minéralisées préexistantes produit l'assemblage mixte chalcopyrite-pyrrhotite-sphalérite-pyrite. L'altération hydrothermale entourant le gisement East-Sullivan est caractérisée par la présence de séricite et de chlorite. Le Stock de East-Sullivan est pour sa part la cause d'une auréole métamorphique tardive d'une puissance d'environ 500 m qui englobe le gisement East-Sullivan et les volcanites immédiatement adjacentes. Cette auréole présente un métamorphisme au grade amphibolite et une altération dominée par l'épidote. L'absence de l'identification d'une zone lessivée en éléments alcalins dans la séquence de la mine ES laisse supposer que la cheminée d'altération est située soit en profondeur, soit détruite par la mise en place du pluton. La mine East-Sullivan est représentative des gisements de sulfures massifs volcanogènes retrouvés dans la sous-Province de l'Abitibi. Les natures des altérations et des faciès volcaniques permettent de définir le gisement de East-Sullivan comme étant de type "Noranda discordant" ou encore de type "bimodal-mafique" dominant.

Le Complexe volcanique de Normétal (CVN) fait partie du cycle volcanique 1 de la Zone volcanique Nord de la sous-province archéenne de l'Abitibi. Cette étude vise a reconstruire l'environnement géologique associé à l'ancienne mine de sulfures massifs volcanogènes de Normétal (10,1 Mt à 2,15 % Cu; 5,12 % Zn; 0,5 g/t Au et 45,25 g/t Ag). L'encaissant du gisement et une partie des unités sous-jacentes sont cependant fortement déformés, ce qui a pour effet d'obscurcir les caractéristiques volcanologiques ou celles reliées à l'altération hydrothermale. Afin de contourner cette problématique, une approche multidisciplinaire à l'échelle régionale a été préconisée. Puisque la déformation se superpose à un héritage géologique particulier (géométrie des coulées, des failles et de l'altération), sa signature et son hétérogénéité révèlent en partie les caractéristiques primaires du complexe volcanique. La signature hétérogène de la déformation a ainsi été utilisée en convergence avec la volcanologie physique, la géochimie et l'altération hydrothermale afin d'expliquer les caractéristiques de l'agencement spatial actuel des unités. L'étude de secteurs déformés à peu déformés a permis de reconstruire le Complexe volcanique de Normétal en terme de relations stratigraphiques et volcanologiques en plus de proposer un modèle d'évolution tectonique. La présente étude documente donc l'évolution complète du complexe volcanique, de sa construction dans un arc immature à sa déformation, en expliquant le passage d'un à l'autre. L'empilement volcanique, daté à 2728 Ma, est maintenant défini comme la Formation de Normétal qui est subdivisée en membres inférieur, moyen et supérieur. L'épaisseur de la Formation de Normétal, qui s'étend latéralement sur plus de 35 km, varie de 1,5 à 4 km. L'empilement est composé d'une séquence monoclinale orientée NO-SE à E-O qui est constituée de roches volcaniques bimodales (un pôle d'andésite-dacite et un pôle de rhyolite) et sédimentaires. Les strates possèdent un fort pendage vers le NNE et une polarité inverse vers le SSO. La majorité des roches de la Formation de Normétal sont d'affinité géochimique transitionnelle ou de façon mineure tholéiitique à faiblement calco-alcaline. La base du complexe volcanique est caractérisée par la construction d'un volcan bouclier de composition d'andésite basaltique à andésite (membre inférieur de la Formation de Normétal). La construction se poursuit par le développement de trois centres felsiques éruptifs (base du membre moyen). D'abord isolés, ces centres deviennent coalescents avec l'importante effusion d'andésite-dacite et de rhyolite interstratifiées (sommet du membre moyen). De nombreux dômes et dykes hypovolcaniques sont également associés au sommet du membre moyen. Le membre supérieur débute avec le dépôt des roches sédimentaires volcanoclastiques de Normétal qui témoigne d'une pause du volcanisme. La reprise du volcanisme sur l'ensemble de l'édifice est documentée par le volcanisme hydroclastique et effusif de la séquence de la mine (sommet du membre supérieur). Les trois centres d'émissions du membre moyen sont caractérisés par une concentration de failles synvolcaniques, de dykes et de dômes et sont localisés par les différentes directions d'écoulement et de fermeture des lobes felsiques. L'édifice volcanique est caractérisé par une structure d'effondrement centrale qui est appelée la caldeira de Normétal. Les lentilles de sulfures massifs volcanogènes sont localisées sur la marge ouest de la caldeira. L'évolution tectonique du CVN est marquée par deux épisodes de déformation. Le premier événement est caractérisé par un raccourcissement N-S. Ce raccourcissement provoque le développement de la schistosité et l'inversion du mouvement sur les failles synvolcaniques de Normétal et de Perron qui passe à des mouvements inverses ou de chevauchement. Le deuxième événement de déformation provoque le développement du clivage de crénulation NE-SO, de la faille de cisaillement dextre de Patten, du plissement des strates dans le secteur ouest et de la réactivation en cisaillement dextre des failles de Normétal et de Perron. Ces couloirs de failles sont caractérisés par une forte linéation d'étirement, des bandes de cisaillement et un système de kinks conjugués. L'altération est marquée par des roches contenant de la séricite, du carbonate et du chloritoïde. La distribution de ces minéraux permet de reconnaître des zones d'altération hydrothermale régionales concordantes (semi conformes) et des zones de cheminées discordantes sous les gisements de sulfures massifs volcanogènes. Les zones d'altération d'aspect semi conforme contiennent cependant des zonalités chimiques qui permettent de définir des vecteurs à partir des zones proximales vers les zones distales. Les zones proximales aux sulfures sont caractérisées par une zone de 1-2 km de carbonate de fer de la série sidérite-magnésite. Cette zone est entourée par une zone de 2-4 km du membre riche en Mg et pauvre en Fe (ankérite-dolomite ferrifère) de la série ankérite-dolomite. La racine des zones à sidérite-magnésite est également caractérisée par des zones discordantes d'ankérite-dolomite qui se démarquent latéralement des zones à calcite qui constitue le carbonate le plus distal. Quatre principales zones discordantes de remontée de fluides hydrothermaux qui sont séparées de 5-8 km ont été identifiées. La percolation latérale des fluides dans les unités sommitales, à partir des quatre zones discordantes qui correspondent aux failles synvolcaniques, est responsable de l'aspect semi conforme de l'altération. Dans le cas du CVN, les zones d'anisotropie forte à intense sont associées à une concentration de roches volcanoclastiques fortement altérées (faille de Normétal), aux contacts stratigraphiques importants (faille de Patten) et aux zones à phyllosilicates et chloritoïdes (altération régionale concordante). Les zones d'anisotropie modérée correspondent aux zones discordantes à carbonates de Fe-Mg de la série ankérite-dolomite. Les zones de remontée de fluides ne sont donc pas marquées par les secteurs où l'anisotropie est forte ou intense mais plutôt par les zones discordantes d'anisotropie modérée. Cette étude a permis de définir d'autres zones propices aux gisements de SMV au sein du Complexe volcanique de Normétal. Les caractéristiques de l'anisotropie, de la volcanologie et de l'altération pourraient donc être utiles pour découvrir d'autres gisements de SMV dans des complexes volcaniques où l'altération est dominée par les carbonates et la séricite.

La région de Frotet, appartenant à la partie orientale de la ceinture volcanosédimentaire de Frotet-Evans, se localise à environ 100 km au nord de la ville de Chibougamau. La région renferme des minéralisations de cuivre et de zinc d'origine énigmatique. Le but de ce projet était donc d'identifier la nature et le mode de mise en place de ces minéralisations. Pour réaliser ce projet, deux hypothèses ont été émises: la minéralisation origine d'un processus volcanogène ou épithermal. L'étude a donc porté sur 7 dépôts de cuivre et de zinc situés dans la partie sud du secteur Frotet. Les dépôts étudiés étaient : le gîte Lessard (1 200 000 t à 3,35 % Zn, 1,96 % Cu et 0,72 g/t Au) et le gîte Moléon (184 0001 à 3,4 % Zn et 1,56 % Cu) dont la minéralisation se retrouve dans une séquence de tufs bordée par des intrusions mafiques, ultramafiques et des basaltes, le gîte Tortigny (490 000 t à 6,21 % Zn, 2,2 % Cu, 61 g/t Ag et 0,3 g/t Au) et l'indice P.K. (2,5 % Zn, 0,8% Cu sur 14,9 m) qui présentent une minéralisation incluse dans des unités sédimentaires, telles des argilites et des siltstones qui sont en contact avec des basaltes, la minéralisation du gîte De Maures (350 000 t à 7,84 % Zn, 1,35% Cu et 22,31 g/t Ag) qui se retrouve quant à elle dans un horizon de tuf localisé au contact d'une unité basaltique, le gîte Domergue (30 000 t à 5,51 % Zn et 1,8 % Cu) avec une minéralisation comprise dans un tuf et délimitée de part et d'autre par des intrusions stratiformes gabbroïque et pyroxénitique et finalement, l'indice Roméo Boisvert (6,73 % Zn, 4,20% Cu et 27,8 g/t Ag sur 1,0 m) qui a une minéralisation localisée au contact net entre un gabbro et un basalte. Afin de définir l'origine de la minéralisation, certains traitements de données, tels les profils de cuivre et de zinc, les iso-contours de cuivre et de zinc, et le ratio ((Cu/Cu+Zn)X100), ont été effectués afin de localiser les zones d'enrichissement et d'établir la géométrie des corps minéralisés. Par la suite, l'indice d'altération d'Ishikawa a été calculé pour permettre la localisation des zones de forte altération, induite par la circulation des fluides hydrothermaux. Ces zones de circulation des fluides pourraient alors correspondre aux cheminées des gisements de sulfures massifs volcanogènes (SMV). À la lueur des résultats obtenus, aucun conduit n'a pu être identifié. À partir de ces résultats, aucune zone concordante riche en zinc ou discordante riche en cuivre, similaires à celles d'un gisement de sulfures massifs volcanogènes, n'a pu être déterminée. Après une analyse des facteurs discriminants entre les types volcanogène et épithermal, l'hypothèse du type épithermal est écartée car aucun élément de la suite épithermale caractéristique (Ag-As-Au-Sb-Tl-Hg) ni l'altération caractéristique zonée, similaire au porphyre cuprifère riche en minéraux alumineux, n'ont pu être identifiés. L'absence d'une zonation dans l'altération et dans la minéralisation ainsi que le volcanisme bimodal écartent la similitude avec les SMV de type Noranda. Cependant, la présence en grande majorité de basaltes et d'unités pyroclastiques et sédimentaires s'apparente aux gisements de type Besshi. Étant donné que les dépôts possèdent certaines caractéristiques des gisements de type Besshi, la classification des gîtes du secteur Frotet pourrait être une variante du gisement de type Besshi. Donc, pour l'exploration future de nouveaux gîtes de sulfures massifs en environnement volcanique, il devient important de vérifier, en plus des contacts rhyolite-basalte très favorables, les contacts basalte-tuf également très prometteurs et très peu explorés dans les régions archéennes.

Ce projet de maîtrise a pour sujet la caractérisation et l'étude de l'origine de la minéralisation des sulfures de Ni-Cu du secteur du Lac à Paul au nord-est de la Suite anorthositique du Lac-Saint-Jean. Les minéralisations de sulfures de Ni-Cu sont d'origine magmatique, associées à la bordure d'une intrusion anorthositique d'âge Mésoprotérozoïque. Les teneurs moyennes des sulfures massifs et semi massifs du secteur du Lac à Paul sont de l'ordre de 0.66% Ni, 1.2% Cu, 0.06% Co, 55 ppb Pd et avec des résultats généralement sous la limite de détection pour le Pt. L'extrême pauvreté en éléments du groupe du platine (EGP) des échantillons et en Ni des olivines de la région du Lac à Paul reflète l'importante évolution magmatique subie par les lithologies présentes dans le secteur étudié. Seuls des dykes de composition dioritique semblent pouvoir contraindre l'ordre de cristallisation de certaines lithologies de la région du Lac à Paul. La composition du liquide sulfuré parental est assimilable aux sulfures disséminés ayant une moyenne recalculée à 100 % sulfures de 1.6 % Ni et 1.7 % Cu donnant un ratio Ni :Cu de 1 :1. Le ratio S/Se (S/Se de 8000 à 26000) suggère une provenance exogène du soufre. La comparaison entre les indices de la région du Lac à Paul avec Voisey's Bay, le lac Volant et certains indices norvégiens indique une similitude du contexte tectonique ayant favorisé une ségrégation prématurée des sulfures. Les dissemblances majeures sont : une intrusion pluri-kilométrique; l'absence d'évidence de ré-enrichissement de la minéralisation par injection multiples de magma; une mise en place de la minéralisation syn- à tardi-tectonique, l'extrême évolution des lithologies minéralisées.

La zone de cisaillement de Wulong est principalement formée de failles parallèles à pendage NNE, elle traverse différents types de roches allant de gneiss du protérozoïque inférieur à des sédiments du Mésozoïque supérieur. Cette zone présente différents types de déformations traversant plusieurs variétés de roches hôtes. Le camp aurifère de Wulong est contrôlé structurellement par la zone de cisaillement de même nom. Elle est localisée près de la ville de Dandong, au sud-est de la Province de Liaoning, Chine. Le camp aurifère comporte trois mines: les mines d'or de Wulong et Sidaogou et la mine de cuivre-or de Jielishu. Dans la région de la mine Wulong, la zone de cisaillement s'est développée dans des gneiss archéens supérieurs. La déformation ductile est soulignée par des grains de quarts allongés, des gains de micas en forme de « poissons » et des zones de pressions. La mesure des contraintes indique que le cisaillement de la région de la mine Wulong est de type ellipsoïdal. Les mesures paléopiézométriques donnent des valeurs de contraintes différentielles variant de 81.5 MPa à 144.6 MPa dans la mine Wulong et un taux de contrainte allant de 9.428xl0"23 à 4.284xlO"21 sec"1. Dans la mine d'or de Sidaogou, la zone de cisaillement Wulong s'est développée durant le Protérozoïque inférieur dans les grès métamorphisés du groupe Liaohe. La zonation des tectoniques n'y est pas bien développée. Les structures de déformations ductiles développées dans cette région inclus des foliations mylonitiques, des linéations de glissement, des plis, des lentilles et des boudinages intrafoliés. Les mesures de contraintes (finies) suggèrent une déformation proche de celle d'un ellipsoïde de contraintes normales. Les mesures de pression différentielle dans la région de la mine Sidaogou sont de 71.5 MPa, correspondant à un taux de contrainte de 4.026*lO'^sec"1. Dans la région de la mine Jielishu, La zone de cisaillement Wulong traverse le groupe de marbre Liaohe datant du Protérozoïque moyen et du Protérozoïque supérieur. Les marbres mylonitiques et les lentilles sont tous deux biens développés dans cette zone de cisaillement. Les mesures des contraintes finies donnent une valeur de 1.03 au paramètre de Flinn (k). Dans l'intrusion de Sanguliu, la valeur paléopiézométriques obtenue est faible, de l'ordre de 61,1 MPa, elle correspond à un taux de contrainte de 1.449*10~23sec~\ Indépendamment des emplacements structuraux choisis dans la zone de cisaillement de Wulong, les critères de cisaillement, que ce soit à l'échelle macroscopique ou microscopique indiquent un mouvement senestre. Le calcul du bilan de masse montre que les gains et pertes de masse dépendent du type des roches hôtes et les variations suggèrent que d'intenses réactions eau/roche aient eu lieu durant la phase de migration des fluides dans la zone de cisaillement. Les âges chronologiques donnés par les isotopes et les fossiles indiquent que l'évolution de la zone de cisaillement Wulong s'est étendue sur une longue période de temps, elle aurait débutée vers 156 Ma et était encore active vers 73 Ma. Chaque dépôt du camp aurifère de Wulong montre des caractéristiques géologiques et minéralogiques différentes en fonction des différentes roches hôtes et des structures particulières à chacune des mines. Le gisement aurifère de Wulong, situé dans des gneiss granitiques, est composé d'une série de filons de quartz aurifères ayant un pendage NE-E. Ces filons sont exclusivement situés dans les gneiss. La minéralisation est composée de pyrite, pyrrhotine, chalcopyrite, arsénopyrite, bismuthinite, de galène en quantité mineure, de sphalerite et d'or natif. L'or se retrouve principalement dans le quart, la bismuthinite, la pyrite et la pyrrhotine. Les analyses des éléments traces et mineurs des minéraux porteurs de l'or et, de quartz de différentes générations indiquent que le quartz formé lors du second épisode dans le dépôt de Wulong, l'ont été sous un rapport élevé Au/Ag. En général, les minéraux associés à une minéralisation aurifère ont un rapport Au/Ag élevé. Le gisement d'or de Sidaogou se retrouve dans des métagrès. L'assemblage minéralogique retrouvé est simple. La pyrite représente 95% des sulfures et est accompagnée de chalcopyrite et pyrrhotine en faible quantité. La pyrite est le principal minerai hôte de l'or, le quartz en est le second. À la différence du dépôt de Wulong, l'or natif de la minéralisation de Sidaogou a un rapport Ag/Au élevé. Dans la mine de Jielishu, l'or et le cuivre sont économiquement valables. Le dépôt est situé dans un marbre. Les sulfures observés dans le dépôt de Jeilishu sont : pyrite, chalcopyrite, chalcocite, malachite et en faible quantité de la sphalerite et de la galène. De l'or natif y est fréquemment observé dans la chalcopyrite et la pyrite. Le dépôt de cuivre-or de Jielishu est caractérisé par des cavités £vacuoles)_développées dans la zone minéralisée. Cette structure n'est pas observée dan les deux autres dépôts. La concentration en or a une relation directe avec la valeur de Bi dans ces dépôts. Diverses techniques géochimiques ont été appliquées à ces trois dépôts. Les signatures des « REE » suggèrent que les minéralisations développées dans le camp aurifère de Wulong aient des sources similaires. Les isotopes de plomb indiquent que les minéraux associés à la minéralisation proviennent de la croûte supérieure. Les isotopes de souffre de la minéralisation souligne une origine probablement magmatique des sulfures (+1.55%o~+2.5%c), par contre les réactions roches/fluides contribuent à un accroissement de la quantité des sulfures minéralisés dans le dépôt de Sidaogou (environ +11.33%c). L'analyse des isotopes d'hydrogène et d'oxygène ne donnent aucune information additionnelle au sujet des fluides minéralisateurs pourtant la compilation des données montre des valeurs se situant à l'extérieur des domaines définis par les fluides «sources». Cependant, les isotopes de carbone provenant des veines de calcite suggèrent une source de carbone magmatique (-5.51%o~-1.21%o). Les études des inclusions fluides révèlent que, dans le fluide minéralisateur, F ébullition est un phénomène omniprésent dans les dépôts aurifères de Wulong et Sidaogou. Le dépôt de Wulong montre des températures homogènes beaucoup plus élevées (T=360 °C) que celles du dépôt de Sidaogou (T=175 °C). Une seule mesure microthermométrique a été effectuée dans le dépôt de Jielishu, donnant une valeur de 108°C. Les résultats de l'étude des inclusions fluides indiquent également que la minéralisation en or a une salinité faible de l'ordre de 2,4 % à 6.1 % poids NaCl (équivalent). Les pressions moyennes des fluides capturés sont de l'ordre de 65 MPa dans le dépôt aurifère de Wulong et de 51 MPa dans celui de Sidaogou. La composition moyenne des fluides extrait des inclusions indique que les fluides contiennent généralement du CO2, CH4, CO, N2, H2 sous forme gazeuse, Na+, K+ sous forme de cations et des anions F, Cl", SO42". Les fluides du dépôt de Sidaogou contiennent visiblement plus de Ca2+ que le dépôt de Wulong. Une des caractéristiques omniprésentes du camp aurifère de Wulong est la relation spatiale et temporelle entre les filons aurifères de quartz et les différents dykes. Les signatures des « REE », du rapport isotopique K-Ar, des éléments traces de la minéralisation, des roches hôtes et des différents dykes suggèrent que les dykes et la minéralisation soient probablement issus du même «matériel source» ou de processus géologiques identiques, ils ont aussi des âges géologiques similaires. En se basant sur les caractéristiques géologiques et géochimiques de ces trois dépôts aurifères, l'auteur propose que ceux-ci aient été contrôlés par la structure de la zone de cisaillement de Wulong, et que la minéralisation d'or est génétiquement reliée avec l'intrusion de Sanguliu. Une modélisation de la mise en place, de la minéralisation aurifère et de l'intrusion magmatique; et de la formation de la zone de cisaillement de Wulong est proposée.

Le secteur de Monsabrais est situé au nord-ouest de la ville de Rouyn- Noranda, dans le Groupe de Blake River en Abitibi. Le Groupe de Blake River avait été récemment interprété comme étant un complexe de caldeiras imbriquées et séquentielles. Les caldeiras, en ordre chronologique, étaient celles de Misema (40x80 km), de New Senator (15x35 km) et de Noranda (15x20 km). Le secteur de Monsabrais présente des structures intrusives et effusives qui sont concentriques et radiales autour du Pluton de Monsabrais. Cela avait mené à l'interprétation de la présence d'une caldeira sommitale au sein d'un complexe volcanique distinct à l'intérieur de la grande caldeira de Misema. Ce secteur devenait donc très intéressant dans ce modèle, car les caldeiras sont des environnements propices pour l'exploration de sulfures massifs volcanogènes. Le but de cette étude était donc de proposer un contexte volcanologique adéquat pour le secteur de Monsabrais afin de comprendre la mise en place des différentes unités volcaniques. Les affleurements étudiés étaient constitués de faciès de coulée de lave en coussins de petites à grandes tailles, de faciès massif ou bréchique. Quatre compositions avaient été identifiées grâce aux analyses géochimiques: 1) basalte, 2) basalte andésitique, 3) andésite et 4) dacite. La cartographie des faciès et la géochimie des échantillons avaient permis d'identifier plusieurs unités lithologiques distinctes. L'unité de basalte ne présentait que le faciès massif sans colonnades et n'était présent qu'à un seul endroit sur le terrain. Son assemblage minéralogique primaire était plus à tendance ferromagnésienne. Deux unités lithologiques distinctes de basalte andésitique avaient été identifiées. Elles présentaient les faciès massifs, coussinés et bréchiques. Leur différence se situait au niveau pétrographique, où la plus vieille présentait des xénolites de la chambre magmatique. Les unités d'andésite présentaient les faciès massifs à bréchiques et étaient très similaires pétrographiquement. Elles montraient un cortège minéralogique à forte tendance quartzo-feldspathique. L'unité de dacite n'avait été observée qu'à un seul endroit sur le terrain. Elle présentait le faciès massif avec colonnades et sa minéralogie se composait principalement de reliques de plagioclase et d'une mosaïque de quartz et de feldspath provenant de la dévitrification du verre felsique. La cartographie des faciès volcaniques avait aussi démontré que la grande quantité de roches volcano-sédimentaires, présentes à Monsabrais, provenaient de la fragmentation autoclastique des coulées de lave. Les fragments étaient parfois amiboïdes et présentaient des motifs en casse-tête. Les brèches les plus distales montraient un litage pluridécimétrique à métrique ainsi qu'un granoclassement normal et des laminations parallèles. Cela indiquait un remaniement des dépôts primaires autoclastiques. L'étude pétrographique des minéraux secondaires avait aussi démontré que les roches du secteur de Monsabrais avaient subi un métamorphisme au faciès des coméennes à albite et épidote. La source de ce métamorphisme avait déjà été identifiée comme étant le Pluton de Monsabrais. Tous les minéraux montraient une (ou des) altération(s) et/ou au moins un événement métamorphique. Le plagioclase (microlites ou phénocristaux) était métamorphisé en albite et très souvent saussuritisé ou séricitisé. L'ouralitisation des pyroxenes et le métamorphisme en chlorite et épidote de la hornblende verte provenaient du métamorphisme rétrograde. L'étude géochimique pratiquée sur les échantillons avait permis de démontrer, dans un premier temps, un ajout important de silice dans toutes les lithologies, par les fluides hydrothermaux. Ensuite, les échantillons avaient une affinité magmatique transitionnelle à calco-alcaline, suite à une contamination crustale du magma. Les études des éléments du groupe des terres rares et de la géotectonique avaient permis de déterminer que les lithologies du secteur de Monsabrais provenaient d'une unique chambre magmatique d'un arc volcanique. L'intégration de tous ces résultats avait permis de générer un modèle pour le complexe volcanique de Monsabrais. La chambre magmatique présente sous le Pluton de Monsabrais aurait pu engendrer, dans cet ordre: les coulées de basalte, de basalte andésitique et de dacite. Par la suite, une réinjection de magma aurait provoqué les coulées andésitiques. Par contre, les observations de cette étude ne pouvaient démontrer la présence ou l'absence d'une caldeira sommitale, car elles avaient été faites sur un territoire trop restreint. Finalement, les observations et les résultats ne montraient pas d'évidence de minéralisation dans le secteur.

Le complexe rhyolitique du Cap d'Ours est situé en plein coeur de la ville de Rouyn-Noranda, dans le Groupe du Blake River (GBR) en Abitibi. Le GBR est récemment interprété comme étant un complexe de caldeiras imbriquées et séquentielles. Dans ce modèle, le Cap d'Ours est un secteur clé puisqu'il constitue la marge de l'une de ces caldeiras : la caldeira de New Senator. La faille synvolcanique de Glenwood, constitue la limite Est de ce complexe volcanique et aurait servi de conduit magmatique et hydrothermal. Les affleurements étudiés sont constitués en grande majorité de rhyolites fragmentaires, et la genèse de ces brèches reste problématique. La proximité de la mine Horne, située à seulement 2 km au Nord, renforce l'intérêt de la zone d'étude car le gisement pourrait être associée à la caldeira de New Senator. Le but de cette étude est donc de comprendre l'environnement volcanique et de caractériser les altérations et les minéralisations en bordure d'une faille synvolcanique majeure. La cartographie de détail réalisée permet d'interpréter les brèches du Cap d'Ours comme étant d'origine autoclastique, et associées à la mise en place d'un complexe felsique sous-marins de dômes et de coulées. La géométrie des faciès lobés indique que le Cap d'Ours ne correspond qu'à la partie orientale de l'édifice, le centre d'émission étant localisé à l'Ouest du secteur d'étude. Ce centre d'émission est constitué d'une multitude de dykes, de composition variable, orientés en direction de la mine Horne. Les structures synvolcaniques, matérialisées par des dykes, sont omniprésentes dans le secteur. Le centre d'émission du complexe pourrait représenter une faille synvolcanique majeure, utilisée pour la mise place du complexe felsique, mais qui aurait aussi pu servir de conduit d'alimentation pour les minéralisations de la mine Horne. Des dykes felsiques à phénocristaux de quartz et feldspath (PQF) recoupent le complexe felsique du Cap d'Ours et semblent, eux aussi, emprunter des zones de faiblesses synvolcaniques. L'étude des altérations, basée sur une nouvelle méthodologie développée au cours de ce projet, met en évidence deux épisodes d'altérations superposés et distincts. Le premier se caractérise par une zonalité latérale, avec une silicification à proximité du centre d'émission et une altération en chlorite-séricite plus distale. Le deuxième épisode se traduit, sur le terrain, par une zonalité verticale cette fois ci, et est représentée par la séricitisation des PQF. La zonalité latérale est typique de l'altération d'un dôme felsique par l'eau de mer. Par contre, la zonalité verticale est clairement associée à un épisode hydrothermal d'intensité relativement faible. La minéralisation, uniquement constituée de fine pyrite, est localisée de part et d'autre des PQF. Ce iien spatial de proximité suggère donc que ces dykes et les structures synvolcaniques qu'ils incarnent ont contrôlé l'épisode minéralisateur. L'étude pétrographique et la signature en éléments traces des pyrites mesurée au La-ICP-MS soutiennent cette hypothèse. Trois groupes de pyrites sont discriminés: 1) des pyrites volcanogènes, riche en métaux, spatialement associées au PQF, 2) des pyrites métamorphiques sans métaux, réparties sur tout le secteur, et 3) des pyrites volcanogènes recristallisées et localisées à proximité du centre d'émission du complexe felsique. Ces dernières pourraient être associées à un autre système hydrothermal qui aurait pu alimenter la mine Home. La similarité du contenu métallique entre les pyrites volcanogènes du secteur d'étude et celle de la mine Home suggère un lien entre les deux systèmes minéralisateurs. Le modèle évolutif proposé pour expliquer la mise en place du Cap d'Ours et les altérations hydrothermales met l'emphase sur l'importance des structures synvolcaniques qui sont omniprésentes dans le secteur. Le facteur temps a lui aussi un rôle primordial. Le complexe felsique ayant été rapidement recouvert par des laves mafiques, seule une cellule hydrothermale de faible durée et donc de faible intensité a pu se développer, ne permettant pas la mise en place de minéralisations économiques malgré la combinaison de tous les facteurs nécessaires, à savoir, la perméabilité structurale fournie par les structures synvolcaniques, l'apport illimité d'eau de mer et une chambre magmatique proche comme source de chaleur.

Le massif du Koniambo fait partie d'un chapelet de massifs montagneux échelonnés le long de la côte ouest de l'île principale de Nouvelle-Calédonie. Il est un témoin de la grande nappe ophiolitique de Nouvelle-Calédonie mise en place à l'Éocène supérieur, dont l'élément principal est le Massif du Sud. Le massif du Koniambo comprend trois grands assemblages lithologiques et structuraux : a) l'assemblage à harzburgites et dunites serpentinisées de Vavouto; b) une séquence de dunites à chromite; et c) une suite de nappes principalement à harzburgites +/- dunites dans la partie supérieure du massif. Ces assemblages surmontent l'Unité de Poya qui comprend, les volcanites à affinité BAB et MORB dans la plaine de Vavouto, la séquence de gabbros et dolérites de la région de Témala, les basaltes et pyroclastites de type OIB de la péninsule de Pinjen, et enfin les boninites de la plaine des Gaiacs au sud de la zone d'étude. Ces différents assemblages possèdent une position stratigraphique imposée par les événements tectoniques responsables de l'obduction des séquences de croûte océanique/manteau lithosphérique sur le socle de la Nouvelle-Calédonie. Selon notre étude, l'enchevêtrement des unités volcaniques et volcano-sédimentaires de l'Unité de Poya à la base, surmontées par les gabbros de Témala et les unités mantelliques au sommet, suggère un assemblage imbriqué formant une suite stracturalement inversée en provenance du bassin marginal Sud-Loyauté dont certains membres ultramafiques ont été fortement affectés par leur passage en milieu suprasubductif (SSZ). Cette disposition structurale inverse des faciès ultramafiques est décrite pour la première fois en Nouvelle-Calédonie et contraste avec les séquences ultramafiques moins démembrées du sud de l'île. La spécificité des péridotites du Koniambo et des séquences volcaniques sousjacentes est la résultante de plusieurs processus particuliers. En premier lieu, une double fusion partielle des péridotites ; La première serait à l'origine des basaltes océaniques de type MORB de l'Unité de Poya réalisée du Crétacé supérieur au Paléocène lors de l'ouverture du bassin marginal Sud-Loyauté en réponse à la subduction de la plaque Pacifique sous la marge du Gondwana. Des processus annexes ont alors conduit à la formation d'OIB et de BAB dans le contexte océanique du bassin Sud-Loyauté. Le second processus, à l'Éocène, serait la subduction intra-océanique de la lithosphère des Loyauté sous le proto-arc du même nom avec à ce stade une seconde phase de fusion partielle du manteau déjà fortement appauvri en terres rares et HFS lors des phases précédentes de la fusion et ceci en contexte suprasubductif. Cet épisode pourrait expliquer l'origine possible des boninites alors formées en position d'avant-arc et le caractère extrêmement appauvri des harzburgites. Parallèlement, des processus multiphasés d'altération hydrothermale apparaissent à l'origine des serpentinites silicifiées et des précipitations de giobertite dans la séquence péridotitique basale de Vavouto, constituée très vraisemblablement à relativement faible profondeur dans le coin mantellique supra-subductif au dessus de la lithosphère plongeante des Loyauté sous l'action de fluides hydriques, puis lors de la remontée des matériaux concernés et de Fobduction des péridotites; Enfin Fobduction proprement dite avec son cortège de déformations est à l'origine de la structuration actuelle du massif du Koniambo. L'assemblage des divers membres constitutifs du massif du Koniambo sur le socle de la Nouvelle-Calédonie est le résultat de trois événements tectoniques majeurs. Dans un premier temps, l'obduction à l'Éocène supérieur de la séquence croûte océanique/nappe ophiolitique sur le bâti Calédonien a provoqué l'accrétion d'écaillés mantelliques selon une disposition apparente inversée dans le massif du Koniambo. Sous l'influence d'une deuxième période tectonique importante ayant son origine à l'ouest de la Nouvelle-Calédonie, l'assemblage des membres de la séquence ophiolitique fot découpé en sept domaines structuraux distincts. Au nord et nord-est de la zone d'étude, une faille de coulissage, désignée « l'Accident Tectonique Majeur, ATM», est un des événements tectoniques le plus récent affectant les lithologies du secteur à l'étude. L'ATM présente un corridor de déformation en transpression présentant des rampes de chevauchement frontales ainsi que de coulissage oblique-dextre, l'ensemble est fortement incliné vers le nord-est Ce dernier est une conséquence d'un raccourcissement tectonique ayant engendré un transport structural provenant globalement du nord contribuant à la remontée des unités géologiques appartenant au socle de la Nouvelle-Calédonie par rapport à la séquence obductée de la partie ouest de l'île. Des failles normales, présentes principalement sur les versants ouest des massifs du Koniambo et du Katépahie traduiraient les effets de l'ajustement isostatique de la ride de Norfolk suite au détachement en profondeur de la nappe subductée combiné à la surélévation du socle de la Nouvelle-Calédonie accentué par le développement de la nouvelle zone de subduction à l'ouest. Ces failles normales seraient synchrones au mouvement d'obduction de la séquence ultramafique et ont vraisemblablement continué à se développer après l'obduction. L'étude des indicateurs de mouvement responsables de l'assemblage inverse des membres de la séquence ophiolitique confirme que la séquence ophiolitique fut obductée en provenance du N/NE. Cette étude porte une attention particulière aux variétés de serpentines présentes au sein des séquences ultramafîques du Koniambo. Les assemblages antigorite/îizardite et chrysotile/magnétite de la séquence de Vavouto seraient préférentielîement associés à un processus muitiphasé d'altération hydrothermale ayant agi très vraisemblablement à relativement faible profondeur dans le coin mantellique suprasubductif au-dessus de la lithosphère plongeante des Loyauté puis lors de la remontée des matériaux concernés et de l'obduction des péridotites. Le rôle des serpentines primaires dans la fixation du nickel est bien connu. La présence de gamiérite dans des saprolites comportant une forte proportion de serpentines primaires résiduelles est synonyme d'un enrichissement en nickel via les processus de latéritisation. Les analyses chimiques des divers faciès du profil latéritique du Koniambo effectuées dans ie cadre des diverses opération d'explorations reliées à la définition de la ressource économique des profils laténttques du massif du Koniambo ont démoatré que ceux-ci sont non seulement riches en nickel et cobalt mais aussi en scandium. Bien que la paragenèse du scandium dans les gisements latéritiques soit peu documentée, les travaux effectués en parallèle à cette étude ont permis d'identifier certains mveaux d'enrichissements dans les phases minéralogiques des altérites. Il est observé que le scandium est relativement immobile dans un environnement d'altération latéritique et, par conséquent, se concentre dans les faciès résiduels augmentant ainsi sa teneur dans une proportion identique, mais inverse à la perte de volume et de densité du matériel latéritique résiduel. La problématique de la représentation tridimensionnelle de la distribution des faciès constitutifs des profils latéritiques et par conséquent du nickel, cobalt et autres oxydes majeurs est étudiée. L'assemblage complexe des divers faciès résiduels d'un profil latéritique donné rend difficile sa modélisation tridimensionnelle par les méthodes traditionnelles. Nous proposons une méthodologie de modélisation tridimensionnelle qui met en oeuvre les principes de géostatistique tels que le kriging pour l'interpolation des blocs en milieu déridé (unwrinkling) ainsi que le concept de changement de support afin d'adapter le modèle à la sélectivité minière envisagée. Enfin, une méthode de classification des ressources minières en fonction des risques associés à la variabilité dans la distribution de la teneur en nickel ainsi que de l'épaisseur des séquences minéralisées est présentée.

Des contraintes temporelles sont nécessaires à la compréhension de l'évolution cinématique des ceintures de plis et de chevauchements, de même qu'à celle des systèmes de rift. Cette thèse de doctorat porte sur la géologie du domaine allochtone des Appalaches et du système de rift du Saint-Laurent. L'absence de contraintes géochronologiques portant sur les failles supracmstales de cette zone d'étude limite l'interprétation de l'évolution cinématique de la marge laurentienne. De nouvelles contraintes temporelles géologiquement significatives sont rapportées ici. Ces contraintes ont été obtenues en utilisant une approche méthodologique multidiscipiinaire combinant l'analyse structurale, la cartographie régionale et détaillée. L'approche analytique inclut la minéralogie, la morphologie et l'analyse isotopique (K-Ar) de fractions riches en argiles (<0.2 \am et 1-2 um) de roches de failles et de leurs lithologies hôtes. Le premier chapitre documenté l'évolution structurale du domaine allochtone des Appalaches (zone externe de Humber) où sont rapportées des structures de chevauchement taconiennes. Ces structures sont datées pour la première fois à environ 490, 465 et 450 Ma, par la méthode K-Ar. On rapporte une première évidence claire de structures d'extension synchrones (410 Ma) au développement de rétro-chevauchements, qui sont associés à un rétro-métamorphisme au sein des nappes de la zone externe. Ce sont là les premières évidences de déformations post-taconniennes documentées au sein de la zone externe de Humber. Ces déformations sont contemporaines aux failles syn-sédimentaires de la ceinture de Gaspé et à l'âge de la faille Saint-Joseph le long de la ligne Baie Verte-Brompton. Cela témoigne d'une phase d'extension intra-cratonique jamais documentée auparavant dans cette portion des Appalaches. La présence de déformations acadiennes est mise en évidence pour la première fois au sein de la zone externe de Humber, permettant : 1) de redéfinir l'étendue de cette déformation appalachierme et 2) de mettre en évidence la progression de l'orogenèse acadienne au Dévonien tardif vers l'avant-pays. L'évolution tardive (360 Ma) de ces déformations (relaxation des contraintes acadiennes) est associée à une période d'extension et d'hydrothermalisme contemporain de cette déformation. Le deuxième chapitre démontre la réactivation répétée du système de rift du Saint- Laurent à 436 ± 45 Ma et 406 ± 22 Ma. Ces réactivations sont contemporaines des périodes de subsidence régionales liées, dans le premier cas, au développement de bassins détritiques dans l'avant-pays taconnien et dans le second cas, à une période d'extension intra-cratonique dans les Appalaches adjacentes. La localisation des failles associées au rift du Saint-Laurent présente un contrôle structural induit par la réactivation de structures de plis et de systèmes de joints préexistants dans le socle. Le troisième chapitre documente un nouvel événement tectono-thermal tardidévonien, décrit pour la première fois dans la zone externe de Humber ainsi que dans la province de Grenville. Ce chapitre documente un magmatisme alcalin synchrone de l'hydrothermalisme dévonien au sein de la zone externe de Humber. Les données K-Ar dans les failles normales associées à de l'hydrothermalisme de la zone externe de Humber, le magmatisme alcalin et des roches de faille dans la faille Saint-Laurent définissent ensemble une isochrone à 360 ± 4 Ma. Cet événement semble donc contemporain à la réactivation de la faille Saint-Laurent dans le socle protérozoïque ainsi qu'aux déformations et à l'hydrothermalisme tardi-dévonien de la zone externe de Humber. Ces données nous permettent donc de suivre l'extension du système de rift Saint-Laurent au sein de la zone externe de Humber des Appalaches. Une relecture des cartographies géologiques disponibles permet de proposer une distribution possible des failles liées à cet événement tectono-thennal au sein de la zone externe de Humber. Finalement, les données Pb-Pb disponibles permettent d'envisager que cet événement tectono-thermal (socle-couverture) partage un réservoir isotopique commun avec les intrusions dévoniennes dans les Appalaches.