Soutenance mémoire
Déformation au sein de la veine
Ce mémoire de maîtrise porte sur l’étude structurale de la veine aurifère Consuelo dans la Province de Pataz, District de la Libertad au Pérou. L’objectif principal consiste à l’identification des éléments primaires à la formation des veines et la caractérisation de la déformation en relation avec l’évolution du système hydrothermal. Le projet a été réalisé en collaboration avec la compagnie Minera Poderosa S.A. et l’Université du Québec à Chicoutimi. Elle fait partie d’une initiative concertée comprenant deux projets de maîtrise et une étude doctorale visant une meilleure compréhension des contrôles et des processus de mise en place des filons aurifères de Pataz. La compréhension de ces gisements est importante car le district contribue annuellement près de 10% de tout l’or extrait au Pérou et on estime qu’il pourrait contenir jusqu’à 40 millions d’onces d’or (Haeberlin 2002).
Ce travail est subdivisé en quatre chapitres. Le premier chapitre vise à présenter la problématique et les principes fondamentaux des gîtes filoniens aurifères, et celle propre aux veines de Pataz et plus particulièrement à la veine Consuelo. Les principaux objectifs de l’étude de même que la méthodologie utilisée y seront également décrits en détail, de même qu’un bref aperçu du contexte géodynamique du Batholite de Pataz et des filons minéralisés. Le second chapitre présentera de façon détaillée les observations de terrain incluant données cartographiques, mesures structurales, et certaines photographies. La géométrie des veines, la paragenèse et textures de remplissage, l’altération des épontes, les familles de fractures et les éléments de déformation y seront discutés en utilisant une approche descriptive site par site. Le troisième chapitre constituera la synthèse avec l’intégration des données sous des thèmes spécifiques à chacune des étapes de mise en place des veines et des vecteurs minéralisés. Finalement, le quatrième et dernier chapitre proposera les éléments de conclusion et exposera le modèle de mise en place privilégié en respectant le cadre structural des éléments présentés précédemment.
Problématique générale : les minéralisations aurifères filoniennes
Les minéralisations aurifères filoniennes sont nombreuses à la surface du globe et représentent l’une des sources d’or les plus importantes de la planète (Goldfarb et al. 2001; Haynes 1993). La distribution dans le temps et l’espace des veines riches en or peut être corrélée avec les grandes périodes de tectonisme et de croissance de la croûte au précambrien et au phanérozoïque. Le premier épisode de genèse de ces gisements correspond à la période pendant laquelle 75% de la croûte terrestre est en formation, soit le néo-archéen (2.8 à 2.55 Ga) et la deuxième moitié du paleoprotérozoïque (2.1 à 1.6 Ga) (Condie 1998; Goldfarb et Groves 2002). Peu de croûte de la première moitié du précambrien (>3.0Ga) n’est préservée, expliquant ainsi la quasi-absence de gisements précédant la période du méso-archéen. L’évolution du supercontinent Pangée et la formation de nouvelles marges continentales au paléozoïque (600 à 250 Ma) correspond aussi à une période propice à la formation et à la préservation des veines riches en or. Le hiatus entre ces deux grandes périodes (1800 à 600 Ma) s’explique par le contexte tectono-magmatique d’extension prévalant à cette époque, soit un magmatisme anorogénique associé à une période de « rifting » intracontinental (Goldfarb et Groves 2005; Goldfarb et al. 2001; Groves et al. 1998).
Les gisements filoniens de tous âges montrent donc une association spatiale avec les environnements tectonisés et métamorphisés, en relation avec des zones d’accretion et de collision (Kerrich et Cassidy 1994; Groves et al. 1998). Bien qu’on attribue souvent les conditions de mises en place des minéralisations aurifères hydrothermales à la zone tampon fragile-ductile (Sibson et al. 1988; Kerrich 1989), les environnements de formation présentent de grandes variations de température (180-700°C) et pression (<l-5 Kbar) (Groves 1993; Hagemann et Brown 1996). Ces variations ont inspiré Groves (1993) à proposer un modèle unifié de continuum des gisements hydrothermaux mis en place le long de marges tectoniques convergentes (Figure 1.1). Les veines de type « orogénique », en remplacement du terme « mésothermale » qui réfère bien plus aux profondeurs de formation des veines qu’à leur association spatiale et temporelle avec l’environnement lithotectonique (Groves et al. 1998), seront donc interprétées comme étant formées le long des limites de plaques convergentes sous régime de compression ou transpression. Un gîte orogénique « épizonal » se forme entre 0 et 6 km de profondeur tandis que le terme « mésozonal » est utilisé pour désigner un gisement formé entre 6 et 12 km. On se doit toutefois de mentionner que le modèle de continuum structural des minéralisations aurifères a été sévèrement critiqué par Phillips et Powell (2009). Selon eux, la formation des minéralisations aurifères hydrothermales dans les roches metamorphisées au faciès amphibolite-granulite est incompatible avec l’assimilation des fluides hydrothermaux par la fusion partielle durant l’apogée métamorphique.
Les minéralisations épithermales seront quant à elles formées à de moindres profondeurs dans des environnements en extension, soit les arcs continentaux et plus rarement dans les arcs insulaires (ex. Dubé et al. 1995). Elles sont généralement « antéorogénique » ou « post-orogénique » et associées au magmatisme calco-alcalin et aux édifices volcaniques subaériens (Cooke et Simmons 2000).
Les veines aurifères se retrouvent souvent dans des terrains métamorphisés au faciès des schistes verts (Sibson et al. 1988; Groves et al. 1998) et sont mises en place relativement tard dans l’histoire tectonique de leur hôte. Elles ne présenteront donc qu’une partie de la déformation enregistrée par leur environnement (Groves et al. 1998, Col vine 1989; Kerrich et Cassidy 1994). En plus de la classification lithotectonique et la classification basée sur la profondeur de formation de Groves et al. (1998), les veines peuvent être traitées selon le lien génétique qu’elles entretiennent avec leur hôte. Ainsi, les veines orogéniques se forment généralement plus tard dans l’évolution tectonique de leur terrain hôte tandis que les veines associées aux intrusions ou « intrusion-related » y sont génétiquement liées (Sillitoe et Thompson 1998).
Les fluides des minéralisations orogéniques sont faiblement salins et riches en H2OCO2 (Groves et al. 2000). Leurs origines sont typiquement de sources métamorphiques (Phillips et Groves 1983; Goldfarb et al. 1988) ou associées au magmatisme profond (Wood et al. 1986; Spooner 1993). La paragenèse est dominée par le quartz, les carbonates, les micas blancs ou la fuschite, l’albite, la chlorite, et plus rarement la scheelite et la tourmaline avec un contenu en sulfures variant de < 3 – 5% dominé par les sulfures de fer et d’arsenic (Groves et al. 1998; Groves et al. 2000). On y retrouve généralement une association polymetallique comprenant un enrichissement en Au et Ag (±As, Sb, Te, W, Mo, Bi, B), un faible enrichissement en Cu, Pb et Zn (Kerrich 1989) et un ratio Au : Ag >1 (Groves et al. 2000). La nature, le style et l’intensité de l’altération hydrothermale des gisements orogéniques sont contrôlés par la température du fluide minéralisateur et par les propriétés rhéologiques et la lithogéochimie de la roche hôte. La minéralisation est typiquement syn-métamorphisme et souvent, des dykes lamprophyriques y sont associés dans le temps et dans l’espace (McCuaig et Kerrich 1998). Les minéralisations peu profondes associées aux intrusions se distinguent, entre autre, des minéralisations orogéniques par un contenu élevé en métaux de base et un ratio Au : Ag <1 (Sillitoe et Thompson 1998; Groves et al. 2000).
Mode de formation des minéralisations filoniennes
Les veines de quartz-sulfures sont généralement formées par la précipitation épisodique de minéraux hydrothermaux dans un lieu de décharge à partir de la circulation de solutions saturées en silice (Groves et al. 1995; 1998). Le terme « veine » est utilisé dans son sens strict c’est-à-dire pour désigner le matériel hydro thermal de remplissage entre les parois d’une fracture dilatée (Ramsay et Huber 1983) bien que les veines de remplacement résultant de l’altération métasomatique de l’éponte le long d’une fracture non-dilatée existe également (Hodgson 1989). La connectivité des pores des roches intrusives étant généralement très faible, la circulation des fluides est typiquement contrôlée par la perméabilité associée aux fractures (Cox et al. 2001). Les failles, les arrangements de fractures et les réseaux de stockwerk, les zones bréchifiées et foliées, et les contacts lithologiques peuvent tous être des structures favorables à la dilatation et donc à la formation d’une veine (Robert et Poulsen 2001; Groves et al. 1998).
Les zones de cisaillement sont communément documentées dans la littérature comme étant des sites favorables à la formation de veines. Les gisements filoniens à quartzcarbonates-or encaissés dans les ceintures de roches vertes sont ainsi généralement contrôlés par des zones de cisaillement inverses ou inverses-obliques à fort pendage (Robert et Poulsen 2001). Ces veines encaissées dans les zones de cisaillement ou « shear-hosted » peuvent alors présenter une multitude de geometries différentes décrites par Hodgson (1989). Les veines d’extension se formeront initialement perpendiculaire à la contrainte la plus faible (03) et montreront une géométrie en échelon (planaire ou sigmoïde) avec de multiples épisodes d’ouverture et de remplissage, et des structures en pont. Les veines hybrides ou d’extension oblique seront à angle modéré par rapport à la zone de cisaillement et montreront des textures cristallines obliques. Les veines de cisaillement seront quant à elles parallèles à la structure hôte et montreront des structures laminées et fragments d’éponte foliés (Robert et Poulsen 2001; Hodgson 1989; Cox 1991). Les styles structuraux des veines peuvent également refléter les types d’encaissants : brèches et stockwerk dans les roches compétentes, veines de quartz laminées continues dans les zones de cisaillement fragiles-ductiles et veines minces et discontinues dans les zones ductiles (McCuaig et Kerrich 1998).
Les systèmes filoniens sont caractérisés par la migration de fluides hydrothermaux lors de l’augmentation du gradient géothermique provoquée, entre autre, par l’épaississement de la croûte lors la subduction de séquences volcano-sédimentaires accrétionnaires hydratées (Goldfarb et al. 2001). L’acheminement des fluides de la source profonde jusqu’aux différents sites de dépôt est généralement induit par des structures de 1er ordre comme des failles crustales majeures (Colvine et al. 1988). Les veines sont typiquement encaissées dans des structures fragiles-ductiles de 2e et 3e ordre localisées près, et vraisemblablement connectées hydrauliquement (Beaudoin et al. 2005; Neumayr et al. 2000) à ces mêmes structures lithosphériques .
Différents mécanismes de transport des fluides existent et sont classés en fonction de la pression des fluides, de la profondeur et du régime tectonique (Gaboury et Daigneault 2000). De ces mécanismes, le pompage des fluides par les failles ou mécanisme de faillevalve (Sibson et al. 1988) est typiquement associé aux filons orogéniques (Cox et al. 1990) tandis que le pompage par succion ou suction pump (Sibson 1987) s’applique plutôt aux veines épithermales (Gaboury et Daigneault 2000). Le mécanisme de faillevalve implique une advection épisodique de fluides surpressurisés résultant de ruptures le long de plans de failles (Sibson et al. 1988; Sibson 1989). Le pompage par succion consiste quant à lui au pompage de fluides hydrostatiques dans des environnements peu profonds associés à des zones en extension ou en décrochement (Gaboury et Daigneault 2000). Les changements abrupts de pression ainsi créés jouent un rôle important dans la précipitation du quartz, de l’or et des sulfures dont la solubilité varie, entre autre, en fonction de la pression et de la température (Fyfe et al 1978; Walther et Helgeson 1977; Helgeson et Lichtner 1987) bien que d’autres mécanismes comme l’interaction fluideroche, le pH, le degré d’oxydation du milieu et des fluides, la séparation de phase et le mélange de fluides aient aussi été documentés (Helgeson et Garrels 1968; Seward et al 1979; Mikucki 1998).
Les variations de pression des fluides hydrothermaux peuvent être mises en cause dans la formation des brèches et des textures d’ouverture-remplissage mieux connues sous le nom de « crack-seal ». Dans les systèmes hydrothermaux de type orogénique ou épithermal, la bréchification assistée par les fluides ou l’hydro-fracturation (Phillips 1972; Sillitoe 1985; Jébrak 1992; Hagemann et al 1992) est la plus commune et se subdivise en deux (2) étapes : la fracturation hydraulique et la fracturation critique. La fracturation et la bréchification assistée par les fluides est le résultat d’un déséquilibre entre la force cohesive de la roche, les contraintes tectoniques et la pression des fluides. L’initiation de la fracturation est un processus non-linéaire qui dépend fortement de la présence d’anisotropies (ex. foliation, contact lithologique, système de fractures) (Jébrak 1997). Les textures de « crack-seal » (Ramsay 1980) et de « crack-seal-slip » (Petit et al 1999) se rapportent à la fracturation puis au colmatage des fractures par un matériel cristallin formant une série d’incréments, parfois réactivés. Les textures de « crack-seal » se forment lorsque le taux de précipitation des minéraux de remplissage excède le taux d’ouverture de la fracture. Les fibres minérales se formeront lorsque le taux de précipitation est en équilibre avec le taux d’ouverture tandis que les textures de remplissage d’espaces ouverts ou « open-space-filling », communes aux filons épithermaux, apparaîtront lorsque le taux d’ouverture excède le taux de précipitation (Foxford et al 1991).
Les fluides sont typiquement saturés en silice et le quartz est le minéral de gangue dominant dans les veines, représentant souvent la seule phase à s’y être déposée tout au long de l’évolution du système (Dong et al. 1995; Groves et al. 1998). Ses caractéristiques peuvent refléter les différentes conditions durant la croissance des veines, incluant celles favorables à la précipitation de l’or (Dong et al. 1995). Outre sa structure cristalline, sa composition chimique et ces propriétés physico-chimiques, la morphologie du quartz et sa direction de croissance (ex. perpendiculaire ou oblique aux contacts, antitaxiale ou syntaxiale) peuvent parfois indiquer le vecteur d’ouverture de la veine. Les textures parallèles (ex. crustiforme, colloforme) et radiales sont caractéristiques des dépôts formés près de la surface où la pression des fluides s’approche d’un régime hydrostatique, tandis que les textures sans contrôle directionnel ou contrôlées par le déplacement sont associées à des dépôts intermédiaires (faciès des schistes verts et amphibolites) où la pression des fluides s’approche d’un régime lithostatique (Cox et Etheridge 1983; Vearncombe 1993). En somme, la reconnaissance de ces textures, qu’elles soient primaires, recristallisées ou en remplacement peut représenter un outil privilégié pour certaines interprétations des conditions de pression et température du milieu et des fluides (Dong et al. 1995). Ceci met donc l’emphase sur la nécessité d’étudier les gisements orogéniques non seulement à l’échelle du gisement mais aussi à l’échelle des veines et des textures internes avec des analyses structurales et pétrographiques détaillées.
La minéralisation est généralement distribuée de façon hétérogène dans les dépôts épigénétiques. Elle forme des masses hypogènes ayant un contenu en métaux plus élevé que le reste de l’environnement minéralisé qui sont communément appelées « vecteurs minéralisés » ou « oreshoots ». Leurs formes et emplacements sont contrôlés par les zones de dilatation, elles-mêmes contrôlées par différents facteurs comme les changements d’attitude le long de plan de cisaillement qui pourront former des chevauchements d’aspérité, les relais, les contacts lithologiques et les intersections (ex. Robert et Brown 1986) en plus des concepts plus théoriques comme la fabrique régionale, la distance magique ou « périodicité » et le « stacking » (Peters 1993). Les contacts lithologiques représentent des anisotropies idéales à la formation de veines et de oreshoots étant donné les variations de compétence, chimie, conductance thermique et porosité qui les caractérisent (Peters 1993). L’étude détaillée des vecteurs minéralisés, en particulier leur géométrie et la distribution spatiale des teneurs en relation avec les multiples éléments géologiques du milieu, peut donc être un élément clé dans l’élaboration d’un modèle prédictif d’exploration.
Déformation et veines
Tel que discuté précédemment, il existe une association spatiale entre les gisements filoniens et les environnements de marges convergentes (orogéniques) à lesquels on associe veines et zones de cisaillement. L’héritage géologique de ces environnements tend à amplifier ou concentrer la déformation, produisant par le fait même des zones minéralisées structuralement complexes. Cette association amène une problématique fondamentale quant à l’interprétation de la chronologie relative entre la déformation et la mise en place des veines. Lors de l’enfouissement, une veine peut agir comme un plan d’anisotropie idéal sur lequel la déformation se concentre au toit et au plancher. Les aspects distinctifs des veines pourront alors être oblitérés par des changements minéralogiques, texturaux et structuraux. Ceci est particulièrement vrai pour la distinction entre les structures primaires, et celles plutôt superposées sur le système hydrothermal fossilisé et qui viennent ajouter à la complexité en altérant les textures originelles, et en remobilisant l’or et les sulfures (Marshall et Gilligan 1987; Cox 1987). Plusieurs critères ont été proposés par Robert et Poulsen (2001) pour discriminer les veines formées avant la déformation (« anté-déformation ») des veines synchrones (« syn-déformation ») ou tardives à la déformation (« tardi-déformation »). Parmi ceux-ci, on note entre autre la présence de dykes post-minéralisation, l’aspect géométrique et angulaire des veines avec leur structure hôte et la foliation, la présence de brèches et stockwerk en bordure de la zone de cisaillement, les linéations d’étirement et les fragments d’éponte foliés. À l’échelle microscopique, des textures telles que la polygonisation et recristallisation du quartz pourront indiquer la superposition de la déformation durant la formation et le remplissage des veines (Boullier et Robert 1992).
Finalement, on ne pourrait passer sous silence la forte influence des modèles structuraux développés dans les ceintures de roches vertes (ex. Abitibi-Canada, YilgarnAustralie) communément affectés par une tectonique polyphasée (D1-D4) et dans lesquels les filons aurifères sont mis en place tardivement (D3-D4) (Robert et Poulsen 2001). Un modèle d’emplacement des veines aurifères dans les zones cisaillantes fragiles-ductiles est donc favorisé bien que le lien génétique soit parfois difficile à démontrer avec certitude. Un gisements filonien plus jeune ou moins tectonisé peut ainsi représenter une fenêtre idéale pour l’observation et l’élaboration d’un modèle de formation basé sur des éléments texturaux et structuraux primaires.
Problématique spécifique : Les gisements filoniens de Pataz
La Province aurifère de Pataz est une zone riche en veines de quartz-sulfures. Elle s’étend sur plus de 160 km le long du flanc est de la vallée du Maranôn, laquelle a été interprétée comme une faille de chevauchement NNW majeure de l’orogénie Andéenne (Wilson et Reyes 1964; Schreiber et al. 1990). Les veines sont localisées le long de la marge ouest du batholite tardi-Dévonien de Pataz et seraient associées à des zones de cisaillement fragiles-ductiles pouvant être interprétées comme des structures d’ordre secondaire à la structure lithosphérique du Maranôn. Les veines sont caractérisées par une continuité latérale et verticale d’ordre kilométrique et des épaisseurs décimétriques à pluri-métriques. Les veines du district montrent une géométrie complexe pouvant être interprétée comme le résultat d’une histoire marquée de plusieurs événements de remplissage et de déformation.
Les veines aurifères de Pataz partagent plusieurs caractéristiques avec les gisements orogéniques classiques de Groves et al. (1998) et ont été interprétées comme tel par plusieurs auteurs, dont Haeberlin (2002). D’un point de vue géochimique toutefois, les fluides pauvres en CO2 et l’assemblage paragénétique riche en métaux de base (galène, sphalerite, chalcopyrite), Sb, et relativement pauvre en carbonates semblent supporter un modèle orthomagmatique. Un modèle de mise en place des veines à de plus faibles profondeurs, possiblement en environnement d’arc continental et associées génétiquement au Batholite de Pataz ou à des apophyses plus tardives, a donc été proposé (Schreiber et al. 1990; Vidal et al. 1995; Macfarlane et al. 1999; Sillitoe et Thompson 1998; Thompson et al. 1999; Groves et al. 2000). Bien que cette problématique ne soit traitée que brièvement dans la discussion (section 4.3), l’absence de consensus quant au modèle génétique démontre clairement le caractère unique du district.
Veine Consuelo
Les zones de cisaillement fragiles-ductiles de 2e et 3e ordre sont les éléments structuraux privilégiés pour la mise en place des filons aurifères de Pataz, impliquant à priori un remplissage syn- à post-cinématique dans un régime en compression. Des observations préliminaires suggèrent toutefois que d’autres éléments structuraux, possiblement anté déformation, aient pu favoriser l’emplacement de veines en extension. De plus, des roches basiques à composition hornblenditique interprétées jusqu’à maintenant comme étant un ou plusieurs dykes lamprophyriques (Haeberlin 2002), parsèment le secteur Consuelo. L’importance de cette unité discontinue et des autres éléments lithologiques (microdiorite, cornéenne, contact diorite-granodiorite) sur l’emplacement de la veine Consuelo demeure incertaine et devra être analysée.
CONCLUSION
L’analyse structurale de la veine Consuelo a permis de mieux comprendre les relations spatio-temporelles qu’entretiennent les veines avec les différents éléments de déformation. Sur la base des informations recueillies, les veines seraient « antédéformation ductile» tandis que le cisaillement ductile serait plutôt tardif et sans lien génétique à la mise en place des veines. L’étude détaillée de la mine Consuelo a également permis de définir les différents styles texturaux et structuraux caractérisant le système filonien. Les textures de crack-seal, à’ open-space filling et de bréchification hydraulique dominent largement et permettent d’avancer l’hypothèse d’une ouverture des veines dans un régime transitionnel/hybride dominé par la pression des fluides. Le modèle de mise en place privilégié pour la veine Consuelo sera donc élaboré en respectant le cadre structural des éléments présentés dans les chapitres précédents. Les contrôles structuraux seront ensuite discutés, et quelques recommendations et guides d’exploration seront proposés pour chacun d’eux. Une section énumérant les faits saillants de ce mémoire sera finalement présentée en guise de conclusion.
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Table des matières
CHAPITRE I – Cadre général
1.1 Introduction
1.2 Problématique générale : les minéralisations aurifères filoniennes
1.2.1 Généralités
1.2.2 Mode de formation des minéralisations filoniennes
1.2.3 Déformation et veines
1.3 Problématique spécifique : les gisements filoniens de Pataz
1.3.1 Introduction
1.3.2 Veine Consuelo
1.4 Objectifs de l’étude
1.5 Méthodologie
1.5.1 Terrain
1.5.2 Travaux en laboratoire
1.6 Contexte régional
1.6.1 Généralités
1.6.2 Historique des travaux
1.6.3 Séquence stratigraphique
1.6.4 Batholite de Pataz
1.6.4.1 Généralités
1.6.4.2 Composition et Géochimie
1.6.4.3 Géochronologie
1.7 Gisements aurifères filoniens de Pataz
1.7.1 Introduction
1.7.2 Veine Consuelo
CHAPITRE II – Description des sites d’étude
2.1 Introduction
2.2 Nv. 2450 GLS – Veine Consuelo
2.3 Nv. 2475 GLS – Veine Consuelo
2.4 Nv. 2450 GLN Sn. 3450 – Veine Consuelo
2.5 Nv. 2530 GLS Nuri – Veine Consuelo
2.6 Nv. 2600 GLN – Veine Consuelo
2.7. Nv. 2450 GLN Tajo 770 – Veine Consuelo
2.8 Nv. 2750 GLN – Veine Consuelo
2.9 Nv. 2650 GLN Tajo 550 – Veine Consuelo
2.10 Nv. 2700 GLN EsVen 6 – Veine Consuelo
2.11 Nv. 2530 GLN Rampa Chinita -Veine Consuelo
2.12 Nv. 2400 GLS – Veine Consuelo
2.13 Nv. 2300 GLS – Veine Consuelo
2.14 Nv. 2350 GLN – Veine Consuelo
2.15 Nv. 2410 GLSE-Veines Maria Rosa
CHAPITRE III – Synthèse et intégration des données
3.1 Introduction
3.2 Synthèse des données
3.2.1 Lithologie encaissante
3.2.2 Fractures et veinules
3.2.2.1 Généralités
3.2.2.2 Morphologie
3.2.2.3 Géométrie
3.2.2.4 Origine
3.2.3 Failles
3.2.4 Morphologie de la veine
3.2.5 Textures de la veine
3.3 Séquence paragénétique
3.3.1 Gangue
3.3.2 Sulfures
3.3.3 Au
3.3.4 Altération
3.4 Déformation
3.4.1 Généralités
3.4.2 Déformation au sein de la veine
3.4.3 Déformation des épontes
3.4.4 Analyse cinématique
3.4.5 Synthèse
3.5 Intégration des données
3.5.1 Généralités
3.5.2 Relation épaisseur – teneur – pendage – failles
3.5.3 Vecteurs minéralisés
3.5.3.1 Distribution
3.5.3.2 Géométrie et morphologie
3.5.4 Variographie
3.5.5 Variogrammes directionnels expérimentaux — Veine Consuelo
CHAPITRE IV – Discussion et Conclusions
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