Soutenance mémoire
ARACTÉRSSATIQN DES UNITÉS LITHOLOGIQUES
Zones de cisaillement
La Zone de déformation Contact
La déformation n’est pas homogène sur le terrain d’étude. Elle s’intensifie graduellement en s’approchant du contact entre les roches du Membre de Morbide et celles du Membre de Sordide. Les facteurs d’aplatissement par rapport à S2 des clastes des différents conglomérats, retrouvés le long de la coupe stratigraphique (figure 1.4), ont été mesurés en plan. Ces facteurs varient de 1 : 2 à 1 : 5 (figure 3.5 a) à plus de 20 m de l’indice Zone Contact et ils sont de 1 : 5 à 1 : 15 au
niveau du conglomérat de l’indice Zone Contact (figure 3.5 b). L’intensification de la déformation principale à cet endroit, le développement d’une fabrique mylonitique et le fort boudinage des veines de quartz de cet indice (figure 3.5 d) sont les résultats d’une zone de déformation ductile, nommée ici Zone de déformation Contact (ZDC). Au niveau de l’indice Zone Contact, cette zone de
déformation intense est observée sur une épaisseur variant entre 5 et 10 m. À cet endroit, elle est localisée à l’intérieur du Membre de Sordide à environ 10 m du contact avec le Membre de Morbide.
Tout le long des 200 m que fait l’indice Zone Contact et également le long de l’indice Bull, des ocelli sont présents à l’intérieur des roches sédimentaires, des basaltes et des dykes qui les recoupent (figure 3.5 c). Le terme ocelli est utilisé au sens descriptif et n’a aucune implication génétique. Il représente des agrégats sphéroïdes composés d’amphibole et de carbonate grenus (50 à 500 um) et dont l’orientation des cristaux est aléatoire. Ces ocelli ont été observés uniquement à
l’intérieur de la ZDC. Pour tous les types de roches encaissantes, ils sont dispersées dans une matrice de minéraux très fins (< 50 um) et fortement alignés selon S2. Des ombres de pression asymétriques ont été observées aux pourtours d’ocelli de carbonate et aux extrémités de certains boudins de veines de l’indice Zone Contact (figure 3.5 d), décrite dans la section 4.2. Ces ombres de pression asymétriques montrent que ces éléments ont subi un mouvement de rotation. Une partie de la déformation à l’origine de la ZDC est donc non coaxiaîe.
La Faille Acotago
La Faille Acotago décale le contact entre les membres de Morbide et de Sordide de façon senestre avec un rejet apparent de 450 m (figure 1.4 et 3.1). Elle est d’orientation 020°N avec une épaisseur d’environ 25 m. Elle est localisée en partie le long du lit de la rivière Acotago. Elle peut être tracée sur plus d’un kilomètre et !e lit de la rivière Acotago demeure rectiligne sur 8,5 km. Son tracé est
également associé à un linéament magnétique qui se prolonge sur plus de 20 km de façon rectiligne. Les nombreuses fractures retrouvées en forage dénotent le
caractère cassant de la faille. Les contraintes principales N-S de l’événement D4 concordent avec un mouvement senestre le long de la faille (figure 3.1). Les veines à quartz et carbonate de fer formant des « dilatation jogs » constituent des structures conjuguées à la Faille Acotago. Il est intéressant de noter qu’immédiatement à l’est de la Faille Acotago, la fabrique principale devient à
250°N plutôt qu’à 240°N, telle qu’illustrée à la figure 3.1.
Métamorphisme
Le métamorphisme a affecté la grande majorité des roches à l’étude. Mis à part le quartz et le feldspath qui est séricitisé à différents niveaux, les minéraux primaires sont rarement observés.
Les minéraux métamorphiques dans les roches mafiques sont surtout l’actinote ou la trémolite accompagnée par des quantités variables de feldspath, de chlorite, de quartz et d’épidote. Bien que ces roches soient majoritairement composées d’amphibole, la présence d’actinote et de chlorite est typique du faciès métamorphique des schistes verts (Winter, 2001).
Les roches sédimentaires sont dominées par le quartz et la biotite. Ces minéraux sont localement accompagnés par l’une des phases accessoires suivantes, soit le grenat, le chloritoïde ou la hornblende. Ces assemblages sont également typiques du faciès métamorphique des schistes verts et de !a transition entre le faciès des schistes verts et celui des amphibolites (Spear, 1993; Winter,2001)
Chronologique relative entre le pic du métamorphisme et les événements de déformation
Les minéraux associés au métamorphisme sont principalement l’amphibole, les phyllosilicates, le grenat et le chloritoïde. Ces minéraux ont des habitus cristallins différents. L’amphibole (figure 2.11 b et également les figures 3.5 c, 4.3 b, c, 4.4 c, d, 4.5 b, c et 4.12 b plus loin dans le texte) et le chloritoïde (figure 2.11 d) ont cristallisé sans orientation préférentielle, donc lorsque la
déformation principale D2 était terminée. Les phyllosilicates se retrouvent en bandes parallèles à la schistosité S2> montrant ainsi qu’ils ont été affectés par la déformation principale D2. Les grains individuels de phyllosilicates sont, par contre, orientés de façon parallèle à la schistosité S3 (figure 3.3 c). Les cristaux de grenat contiennent de nombreuses traînées d’inclusions de quartz. Ces traînées d’inclusions sont majoritairement parallèles à la schistosité S2, signifiant que la croissance du porphyroblaste est tardi à post-D2. À la bordure de certains cristaux de grenat, les traînées d’inclusions se courbent, indiquant que le grenat a subi une période de cristallisation dynamique syn-D3 (figure 3.6). Cette variation dans l’attitude des traînées d’inclusions est également appuyée par une zonation dans la géochimie du grenat (voir section 6.2.2.7). Ces relations montrent donc que le métamorphisme ayant causé la cristallisation des phyliosiiicates et du grenat a perduré de tardi-D2 à syn-D3. L’amphibole et le chloritoïde qui sont orientés aléatoirement indiquent également un caractère tardif par rapport à la déformation. La dernière phase de déformation D4, étant fragile et donc produite sous des conditions de pression et de température plus faible, est arrivée après le métamorphisme régional au grade supérieur des schistes verts.
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Table des matières
CHAPITRE 1 CADRE GENERAL
1.1 Introduction
1.2 Problématique
1.2.1 Classification des gisements d’or
1.2.2 Synchronisme entre minéralisation, déformation et métamorphisme
1.3 Problématique spécifique
1.3.1 Géologie régionale
1.3.2 Métallogénie régionale
1.3.3 Géologie locale
1.4 Objectif
1.5 Méthodologie
1.5.1 Travaux de terrain
1.5.2 Travaux de laboratoire
CHAPITRE 2 CARACTÉRSSATIQN DES UNITÉS LITHOLOGIQUES
2.1 Le Membre de Morbide
2.1.1 Caractéristiques pétrographiques
2.1.2 Géochimie
2.2 Le Membre de Sordide
2.2.1 Les grès
2.2.2 Les conglomérats
2.2.3 Les lits volcanoclastiques mafiques
2.2.4 Les lits volcanoclastiques felsiques
2.2.5 Les coulées mafiques
2.3 Les roches intrusives
2.3.1 Caractéristiques géochimiques des types d’intrusions
2.3.2 Type 1
2.3.3 Type 2
2.3.4 Type 3
2.3.5 Xénolites intermédiaires et felsiques
2.4 Particularité du système magmatique magnésien
2.4.1 Deux suites évolutives
2.4.2 Géochimie atypique en éléments traces
2.4.3 Teneur élevée en arsenic des dykes
2.5 Synthèse
CHAPITRE 3 CARACTÉRSSAT10N DE LA DÉFORMATION ET DU MÉTAMORPHISME
3.1 Déformation
3.1.1 La déformation principale (D2)
3.1.2 Déformation postérieure ductile (D3)
3.1.3 Déformation postérieure cassante (D4)
3.1.4 Déformation antérieure (D1)
3.2 Zones de cisaillement
3.2.1 La Zone de déformation Contact
3.2.2 La Faille Acotago
3.3 Métamorphi
3 3.3.1 Chronologique relative entre le pic du métamorphisme et les événements de déformation
3.4 Synthèse 65
CHAPITRE 4 TYPOLOGJE DES MINÉRALISATIONS
4.1 Indice Chino
4.1.1 Minéralogie des veines
4.1.2 Altération des roches encaissantes
4.1.3 Relation avec la déformation
4.1.4 Relation avec le magmatisme
4.2 Indice Zone Contact
4.2.1 Minéralogie des veines
4.2.2 Altération des roches encaissantes
4.2.3 Relations avec la déformation
4.2.4 Relations avec le magmatisme
4.3 Indice Isabelle
4.3.1 Minéralogie des veines
4.3.2 Relation avec !a déformation
4.3.3 Relation avec le magmatisme
4.4 Indice Bull
4.4.1 Minéralogie de la minéralisation
4.4.2 Relation avec la déformation
4.4.3 Relation avec le magmatisme
4.5 Synthèse
CHAPITRE 5 ALTÉRATION DES ROCHES ENCAISSANTES
5.1 Méthodologie
5.2 Les basaltes de l’indice Chino
5.3 Les dykes de type 2a de l’indice Zone Contact
5.4 Synthèse
CHAPITRE 6 CHISVaiE MINÉRALE
6.1 Analyses par micro-fluorescence X
6.1.1 Méthodologie et limitations
6.1.2 Présentation des résultats
6.2 Analyses par microsonde
6.2.1 Méthodologie et limitations
6.2.2 Présentation des résultats
6.3 Analyses par ablation au laser
6.4 Synthèse
CHAPITRE 7/ DISCUSSION
7.1 Synchronisme de la minéralisation
7.1.1 Déformation des veines
7.1.2 Minéralogie et texture des veines et des stockwerks
7.1.3 Altérations des lithologies encaissantes
7.1.4 Géochimie de la pyrite
7.1.5 Synthèse
7.2 Les liens entre le magmatisme magnésien et la minéralisation
7.2.1 La chronologie relative entre les dykes et la minéralisation
7.3 Distribution à l’échelle régionale du magmatisme magnésien
7.3.1 Données du Sigéom
7.3.2 Les dykes magnésiens et ultramafiques du lac Ewart
7.3.3 Synthèse : définition de l’Essaim magnésien de la Baie-James
7.4 Affiliation magmatique des dykes de l’EMBJ
7.4.1 Méthodologie
7.4.2 Les boninites
7.4.3 Les « siliceous high magnesian basalts » (SHMB)
7.4.4 Les lamprophyres calco-alcalins (ou shoshonitiques)
7.4.5 Les shoshonites
7.4.6 Synthèse
7.5 Implication du système magmatique magnésien sur les mineralisations
CHAPITRE 8 CONCLUSIONS
8.1 Nature des protolites des roches encaissant la minéralisation
8.2 L’histoire structurale de la région
8.3 Caractérisation des minéralisations aurifères
8.4 Vecteurs d’exploration
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