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Caractérisation des altérations hydrothermales
Introduction
Les roches du secteur de Coulon sont fortement affectées par l’altération hydrothermale du dépôt. Un travail sur ces altérations permet de mieux comprendre leurs ,distributions après la superposition de la déformation et du métamorphisme ayant affecté le secteur. La géochimie peut permettre d’établir les caractéristiques chimiques de l’altération des roches encaissantes, et ce, de manière qualitative et quantitative. Ce chapitre traitera des profils d’altération, du bilan de masse des éléments majeurs, des effets de ces altérations sur les éléments des terres rares puis de la typologie des différentes altérations et leur distribution spatiale.
Profil d’altération selon les éléments majeurs
Les différents échantillons pris en surface et en forage ont été placés dans un diagramme d’altération (alteration box plot) proposé par Large et al. (2001) pour les SMV.
Ces travaux utilisent des index d’altération qui correspondent selon l’axe vertical à l’Index d’altération Chlorite-Carbonate-Pyrite (CCPI) et selon l’axe horizontal à l’Index d’altération Ishikawa (AI). Ces indices sont calculés de la façon suivante :
La boîte du centre représente les échantillons les moins altérés tandis que ceux à l’extérieur sont altérés selon des composantes d’altération distinctes. Deux diagrammes ont été construits : selon les lithologies distinctes (figure 66) et selon les variantes des roches métavolcaniques felsiques (figure 67).
Dans le cas à l’étude, les échantillons récoltés inclus dans la figure 66 suggèrent une séricitisation puis une chloritisation. Les points se situant dans le coin supérieur droit sont proches du pôle chlorite et correspondent à ceux plus altérés. Ces échantillons représentent ceux qui se situent le plus près de la minéralisation. Le profil d’altération montre que les nroches métavolcaniques felsiques sont plus affectées par l’altération. Pour l’unité intermédiaire, les échantillons se retrouvent principalement dans la partie supérieure du champ des roches fraîches, ce qui signifie que les valeurs en fer et magnésium plus élevées.
Les roches mafiques ont la même distribution. Elles se situent dans la partie supérieure du champ des roches n’ayant pas ou peu été affectées par l’altération ou à l’extérieur près de la limite supérieure suggérant également des teneurs en fer et en magnésium plus élevées.
Selon la figure 67 incluant les variantes des métavolcanites felsiques, le profil d’altération pour le schiste à sillimanite contient des roches considérées comme plus fraîches vers le pôle séricite. De manière transitionnelle, les variantes schistes à sillimanite + cordiérite et schiste à cordiérite montrent une chloritisation graduelle jusqu’aux échantillons de schiste à cordiérite + anthophyllite qui se rapprochent du pôle chlorite.
Effet de l’altération sur les éléments majeurs
La méthode des bilans de masse peut être utilisée afin de déterminer les gains et les pertes d’éléments majeurs pour un échantillon altéré (MacLean, 1990). Les éléments immobiles (Al, Ti, Zr, Y et ETR lourdes (Lu, Yb)) permettent l’utilisation de cette méthode.
De manière générale, l’altération n’affecte pas ou très peu ces éléments contrairement aux éléments mobiles. En effet, l’altération hydrothermale par cellules convectives lessive certains éléments mobiles dont le sodium et le calcium et enrichie la roche en d’autres éléments dont le fer et le magnésium. Le bilan de masse sert à quantifier les pertes et les gains d’éléments produits lors de l’altération (figure 68). Par contre, la limitation à cette méthode est qu’elle nécessite une roche fraîche (précurseur) ou une roche jugée la moins altérée et de même nature que le précurseur de la roche altérée étudiée. Ce prérequis peut être difficile à respecter dans les environnements où l’altération hydrothermale est soumise au métamorphisme rendant l’identification du précurseur ou de son candidat le moins altéré presque impossible.
Avant de calculer les bilans de masse, il est important de s’assurer que les éléments utilisés sont immobiles. Selon la méthode de Gifkins et al. 2005, les valeurs des éléments pouvant être considérés comme immobile doivent être représentées dans un diagramme bivariant. Dans le cas où les points se distribuent selon une tendance linéaire, les éléments représentés dans le diagramme peuvent être utilisés pour l’étude. Les gains et les pertes de masse des éléments mobiles lors du processus d’altération causent cette relation linéaire.
Dans le cas où les deux éléments étudiés montrent une corrélation linéaire (R2) supérieure à environ 0,85, ils peuvent donc être considérés comme étant immobiles et ayant le même précurseur (Barrett et MacLean, 1994; Gifkins et al., 2005). Pour le cas de Coulon, les éléments TiO2, Al2O3, Cr, Dy, Lu, Nb, Th, Y, Yb et Zr sont considérés comme étant immobiles. Pour les roches felsiques, TiO2 et Zr puis Al2O3 et Yb sont considérés immobiles tandis que pour les roches mafiques et intermédiaires, le Cr et les éléments des terres rares montrent aussi un comportement immobile. Entres eux, les éléments de terres rares montrent de manière générale une bonne corrélation avec un R2 variant entre 0,66 à 0,98.
Étant donné que les méthodes pour le calcul des bilans de masse doivent utiliser un échantillon représentatif du précurseur étudié et qu’il est difficile dans le secteur d’étude de déterminer un protolite frais ou peu altéré à cause de l’effet du métamorphisme sur la paragenèse minéral et les textures, la méthode des bilans de masse sur précurseur modélisé développée par le CONSOREM (Lithomodeleur 3.5) a été utilisée. Cette méthode permet la modélisation de précurseurs probables pour chaque roche analysée et permet d’estimer le contenu pré-altération des éléments majeurs à partir d’éléments immobiles. Le principe est de comparer les échantillons de l’étude en utilisant un réseau neuronal entrainé sur des banques de données de références de roches felsiques, intermédiaires et mafiques (Trépanier et al., 2016).
Une fois le précurseur modélisé, les bilans de masse sont calculés. La méthode utilisée par Lithomodeleur pour le calcul des bilans de masse est celle de Gresens (1967). Cette méthode utilise :où Xn est le volume de changement de masse relatif, fv est un facteur de volume, gB est la gravité spécifique de l’élément B, gA est la gravité spécifique de l’élément A, CB n est la concentration de l’élément B, CA n est la concentration de l’élément A et a est la masse spécifique de l’échantillon de référence.
Dans le secteur de Coulon, les éléments majeurs ont été affectés par l’hydrothermalisme et ce phénomène se manifeste de manière géochimique par des gains ou des pertes d’éléments mobiles dans les roches hôtes. Les résultats du calcul des bilans de masse absolus obtenus à partir du logiciel Lithomodeleur sont présentés dans des diagrammes de type boîte à moustache. Deux séries de diagrammes ont été construits permettant de :
1) comparer les différentes unités métavolcaniques entres elles soient felsique, intermédiaire et mafique ainsi que de,
2) comparer les différentes variantes des roches felsiques identifiées au chapitre 2 : le schiste à sillimanite, à sillimanite + cordiérite, à cordiérite et à cordiérite + anthophyllite.
Les résultats des calculs de bilans de masse des roches métavolcanites felsiques, intermédiaires et mafiques montrent des caractéristiques distinctes en pertes et en gains d’éléments mobiles. Selon la figure 69, les bilans de masse en MgO, CaO et Na2O correspondent à ceux variant le plus lors des changements de lithologie. En effet, pour le calcium (CaO) et le magnésium (MgO), les roches felsiques montrent des gains supérieurs aux roches mafiques qui elles sont caractérisées par le même phénomène par rapport aux roches intermédiaires. Une tendance similaire est remarquée pour le sodium (Na2O), mais selon une relation inverse. Les roches felsiques ont une perte en sodium, le bilan de masse en sodium des roches mafiques est neutre et les roches intermédiaires montrent des gains en sodium. Quelques échantillons de roches mafiques ont des gains en potassium (K2O) mais généralement les roches étudiées sont caractérisées par une perte en potassium. Le fer (FeO) et la silice (SiO2) n’exposent pas de caractéristiques distinguables entre les trois unités. Par contre, une grande variabilité de gains pour le fer ainsi que de pertes et de gains pour la silice caractérisent les roches felsiques.
Les roches métavolcaniques felsiques qui encaissent la minéralisation se présentent sous forme de quatre variantes qui concordent avec l’intensité d’altération. La figure 70 montre le résultat des bilans de masse pour ces métavolcanites felsiques. Dans le secteur à l’étude, le MgO présente de manière claire et graduelle des gains de masse, et ce, des roches felsiques moins altérées (schiste à sillimanite) vers celles plus altérées (schiste à cordiérite + anthophyllite). Le K2O se caractérise par une perte progressive dans les métavolcanites felsiques moins altérées vers celles plus altérées. Le comportement du FeO montre un gain de masse de manière générale au sein des roches felsiques échantillonnées, mais, dans les schistes à cordiérite et à cordiérite + anthophyllite, les gains sont légèrement supérieurs à la moyenne. Les gains de masse en SiO2 dans les volcaniques felsiques moins altérées diminuent graduellement vers la variante la plus altérée jusqu’à atteindre un bilan de masse négatif. Le comportement du Na2O correspond à une perte de masse constante pour l’ensemble des roches felsiques analysées. Enfin, le CaO est l’élément ayant un bilan de masse presque nul pour les quatre variantes felsiques.
Les calculs de bilans de masse ont également permis de construire certains diagrammes du changement de masse du MgO en fonction de celui du SiO2 et du FeOtotal en utilisant les échantillons des métavolcanites felsiques. Dans le premier cas, la figure 71 montre la distribution de l’ensemble des roches métavolcaniques felsiques, et ce, selon le bilan du magnésium en fonction de celui de la silice. Il permet de visualiser, grâce aux flèches, l’effet de la silicification ainsi que de la chloritisation magnésienne. Sur la figure 72, les mêmes variables que précédemment sont présentées mais selon les quatre variantes des roches felsiques. La silicification affecte principalement le schiste à sillimanite tandis qu’une chloritisation se caractérise par un gain graduel de magnésium entre le schiste à sillimanite + cordiérite, le schiste à cordiérite puis le schiste à cordiérite + anthophyllite. Dans le deuxième cas, la figure 73 illustre l’ensemble des échantillons de type métavolcanites felsiques selon le bilan de masse du magnésium en fonction de celui du fer total. Le phénomène de chloritisation induit une augmentation du gain en magnésium en fonction du fer. La figure 74 montre cette même relation selon les quatre variantes des roches felsiques.
Les schistes à sillimanite + cordiérite, à cordiérite et à cordiérite + anthophyllite sont principalement affectés par la chloritisation selon l’augmentation du gain en magnésium et en fer de la variante la moins altérée vers celle la plus altérée.
Interprétation de la typologie des altérations et distribution des assemblages minéralogiques
L’altération associée aux dépôts de SMV est guidée par trois éléments : l’apport illimité en eau de mer, une source de chaleur et une perméabilité structurale (Genna, 2015).
La variabilité de l’altération est étroitement liée aux différences d’intensité entre ces facteurs.
L’apport illimité en eau permet au système de perdurer. La source de chaleur permet la formation de cellules convectives à cause du réchauffement de l’eau de mer infiltrée en profondeur par des structures perméables. La température et la maturité du système entraînent différentes phases d’altération. Plus la température est élevée et le système mature, plus l’étendue de l’altération devient importante et d’autres phases d’altération se superposent à la première. Ainsi, l’altération la plus proximale à la minéralisation est plus intense.
Dans les dépôts de SMV, les roches altérées situées à proximité de la minéralisation se caractérisent communément par des variations de proportion des terres rares principalement légères. Étant donné que celles-ci sont plus mobiles que les terres rares lourdes, des translations verticales du spectre au niveau des terres rares légères sont constatées pour les roches échantillonnées à proximité des zones minéralisées lorsqu’elles sont comparées aux roches distales et moins altérées. Le phénomène de déplacement vertical du profil peut également être le résultat du changement de masse de certains éléments mobiles dans la roche altérée autres que les éléments des terres rares. Ce phénomène peut donc affecter tout le spectre entraînant une translation vers le haut ou le bas de la totalité de celui-ci dans le diagramme des terres rares normalisées à la chondrite C1 (Barrett et MacLean, 1994; Genna et al., 2014; Gifkins et al., 2005; MacLean et Barrett, 1993).
Il est important de considérer le comportement de l’europium (Eu) dans les zones d’altération dominées par des roches volcaniques felsiques puisqu’il peut représenter un vecteur pour l’exploration des SMV (Genna et al., 2014). Cet élément existe dans un état divalent (Eu2+) au sein des magmas felsiques et montre une compatibilité avec les feldspaths, principalement le plagioclase contrairement aux autres éléments des terres rares qui sont principalement trivalents (Gifkins et al., 2005; Rollinson, 1993). Lors d’épisodes d’altération hydrothermale dont les conditions permettent l’altération en séricite et en chlorite, le feldspath est détruit et l’europium est libéré sous forme Eu2+ tandis que les autres éléments des terres rares restent généralement immobiles et se concentrent dans la roche altérée.
L’europium est transporté dans les fluides hydrothermaux acides et réduits jusqu’au plancher océanique pour ensuite être précipité. Les roches volcaniques felsiques altérées au mur des dépôts (footwall) tendent à avoir des anomalies négatives en europium (Barrett et al., 1990; Gifkins et al., 2005; Peter et Goodfellow, 1996; Shikazono, 1999). Ce phénomène d’anomalie négative est observable dans les roches métavolcaniques felsiques échantillonnées pour l’étude. Étant donné que celles analysées sont toutes altérées, elles montrent une anomalie de forte amplitude tandis que, selon Condie (1993), les volcaniques felsiques fraîches de l’Archéen précoce et tardif se caractérisent par un spectre généralement plat pour l’europium (figure 76, Palme et O’Neill, 2003).
Grâce aux calculs des bilans de masse, il est possible d’identifier une évolution de l’intensité d’altération tel qu’observée pour les dépôts de SMV classiques. Pour le cas de Coulon, cette zonalité d’altération a été divisée en quatre zones dont deux considérées comme intermédiaires : 1) alumineuse, 2) alumineuse et magnésienne, 3) magnésienne puis 4) magnésienne et ferreuse. Les zones d’altération observées sur le terrain d’étude peuvent être mises en parallèle avec des altérations issues de systèmes hydrothermaux reliés à des SMV classiques. Cette altération est visuellement reconnaissable sur le terrain selon les assemblages minéralogiques où les textures et la géochimie permet de valider les différents stades d’altération ainsi que leur intensité.
Zone alumineuse
L’altération la plus distale à la minéralisation, soit de quelques dizaines de mètres à plusieurs centaines de mètres, correspond à une zone alumineuse. Cette phase d’altération est très étendue dans le secteur à l’étude. Les porphyroblastes de sillimanite caractérisent les roches métavolcaniques felsiques les plus distales à la minéralisation. Cette zone alumineuse pourrait correspondre à la zone à séricite tel qu’illustrée sur la figure 77. En effet, la perte de sodium dans la roche et l’apport du potassium en solution permettent le remplacement de l’albite par la séricite et la cristallisation de quartz comme le montre l’équation suivante (Gifkins et al., 2005; Sánchez-España et al., 2000) :
Cette réaction entraîne une augmentation de la concentration en aluminium dans la roche altérée, ce qui produit, lors du métamorphisme, la recristallisation de phases minérales alumineuses tel que des porphyroblastes de sillimanite de type fibrolite. Cette zone inclut le schiste à sillimanite. Étant l’une des principales unités rencontrées dans le secteur à l’étude, ce stade d’altération semble correspondre de la première phase d’altération à faible température (50-150°C). De manière syngénétique, ce stade d’altération reste actif du début à la fin du cycle d’altération hydrothermale et son étendue augmente graduellement. Un stade plus intense se forme au coeur de cette zone lorsque le système devient plus mature : amélioration de l’interaction entre le fluide et la roche, de la connectivité structurale et/ou augmentation de la chaleur.
Zone de transition alumineuse et magnésienne
Dans le secteur de Coulon, l’augmentation de l’intensité d’altération est constatée par la présence de cordiérite dans l’assemblage minéralogique des roches métavolcaniques felsiques, et ce, de manière transitionnelle entre la zone alumineuse et la zone magnésienne discutée ci-dessous (figure 77). L’aluminium reste disponible à cause de la présence de séricite dont les proportions diminuent graduellement vers le coeur du système, ce qui explique la présence de porphyroblastes de sillimanite. Par contre, la présence de chlorite augmente graduellement lorsque la séricite diminue. La cordiérite se développe lors du métamorphisme en utilisant le magnésium contenu dans les chlorites. Le schiste à sillimanite + cordiérite correspond aux métavolcanites felsiques altérées à cette intensité d’altération.
Zone d’altération magnésienne
Le processus d’hydrothermalisme implique une grande quantité de magnésium à cause de sa concentration dans l’eau de mer ainsi que de fer mis en solution lors de l’interaction de cette eau de mer avec la roche. Lorsque la composition du fluide ainsi que sa température atteignent les bonnes conditions, la réaction suivante se produit (Gifkins et al., 2005; Pisutha-Arnond et Ohmoto, 1983) :
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Table des matières
Chapitre 1:Introduction
1.1 Avant-propos
1.2 Mise en contexte
1.2.1 Description générale des sulfures massifs volcanogènes
1.2.2 Processus de formation général
1.2.3 Caractéristiques générales de l’altération
1.2.4 Caractéristiques générales de la minéralisation
1.3 SMV en contexte métamorphisé et déformé
1.3.1 Déformation
1.3.2 Métamorphisme
1.3.3 Remobilisation des sulfures
1.4 Problématique spécifique : le cas de Coulon
1.4.1 Localisation
1.4.2 Géologie régionale
1.4.3 Contexte du gisement de Coulon
1.4.4 Problématique spécifique
1.4.5 Objectifs du projet
1.4.6 Méthodologie
Chapitre 2:Contexte géologique local
2.1 Introduction
2.2 Description pétrographique
2.2.1 Schiste à sillimanite
2.2.2 Schiste à sillimanite + cordiérite
2.2.3 Schiste à cordiérite
2.2.4 Schiste à cordiérite + anthophyllite
2.2.5 Schiste à anthophyllite
2.2.6 Amphibolite
2.2.7 Zone minéralisée
2.2.8 Autres lithologies
2.3 Synthèse et interprétation préliminaire
2.3.1 Classification des lithologies
2.3.2 Affinité magmatique
2.3.3 Fertilité des roches encaissantes
Chapitre 3:Aspects structuraux
3.1 Introduction
3.2 Aspects structuraux
3.2.1 Description des fabriques
3.3 Synthèse et interprétation préliminaire
Chapitre 4:Caractérisation des minéraux et des conditions du métamorphisme
4.1 Introduction
4.2 Minéraux d’altération et du métamorphisme et leur signature chimique
4.2.1 Amphibole
4.2.2 Biotite
4.2.3 Feldspath
4.2.4 Sillimanite et cordiérite
4.2.5 Autres phases minérales mineures
4.3 Conditions pression et température
4.4 Synthèse et interprétation préliminaire
Chapitre 5:Caractérisation des altérations hydrothermales
5.1 Introduction
5.2 Profil d’altération selon les éléments majeurs
5.3 Effet de l’altération sur les éléments majeurs
5.4 Effet de l’altération sur les éléments des terres rares
5.5 Interprétation de la typologie des altérations et distribution des assemblages minéralogiques
5.5.1 Zone alumineuse
5.5.2 Zone de transition alumineuse et magnésienne
5.5.3 Zone d’altération magnésienne
5.5.4 Zone d’altération magnésienne et ferreuse
5.6 Synthèse et interprétation préliminaire
Chapitre 6:Minéralisation
6.1 Introduction
6.2 Type et forme de la minéralisation
6.2.1 Zone à sulfures massifs
6.2.2 Zone à sulfures semi-massifs
6.2.3 Zone à sulfures disséminés
6.3 Typologie des phases métalliques
6.3.1 Pétrographie et aspect textural
6.3.2 Composition chimique
6.4 Distribution spatiale de la minéralisation
6.5 Textures pouvant être associées à la remobilisation des phases métalliques
6.6 Synthèse et interprétation préliminaire
Chapitre 7:Discussion et conclusion
7.1 Introduction
7.2 Contexte géologique
7.2.1 Lithologies
7.2.2 Structure
7.2.3 Métamorphisme
7.2.4 Altération
7.2.5 Minéralisation
7.3 Interprétation génétique du dépôt
7.4 Conclusion
Références
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