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En écologie, la notion de résilience se définit comme la capacité d'un système naturel à se réorganiser suite à une perturbation. Dans le cas d'un écosystème forestier, par exemple, la résilience pourra être évoquée pour décrire sa capacité à se reconstituer à la suite d'un feu sans subir de transformations importantes de composition ou de structure. La différence entre la persistance d'un système (i.e. sa résilience) ou sa transformation (i.e. un changement d'état) dépend de l'équilibre entre des rétroactions négatives qui tendent à maintenir le système dans son état actuel et des rétroactions positives qui tendent à le faire basculer dans un nouvel état. Cette définition de la résilience suppose donc, pour un écosystème donné, la possibilité que celui-ci se trouve dans des états stables alternatifs. Du point de vue des sociétés humaines, tous les états stables alternatifs d'un écosystème ne sont pas désirables. La valeur qu'on accordera à un état stable dépendra, entre autres, de son utilité sociale ou économique, et du contexte dans lequel se fait la gestion des ressources tirées de cet écosystème. Une vaste région du nord-ouest québécois est constituée de peuplements d'épinette noire susceptibles à la paludification, i.e. à la transformation graduelle de forêt productive en tourbière forestière. Dans cette région, les feux constituent un des plus importants agents de perturbation et dynamisation des forêts et exercent un contrôle important sur le processus de paludification. Selon la sévérité de la perturbation des sols lors d'un incendie de forêt, les pessières à mousses de la ceinture d'argile sont susceptibles d'osciller entre deux états stables alternatifs, soit entre un peuplement productif et une tourbière forestière. Des études récentes menées dans la région ont par ailleurs suggéré que les pratiques sylvicoles visant à protéger les sols pourraient contribuer au déclin à long terme de la productivité forestière en favorisant ou en accélérant le processus

Dans la pessière noire à mousse de la forêt boréale, la succession forestière tend naturellement vers la paludification du sol. La paludification ou l’entourbement est l’accumulation de matière organique peu ou pas décomposée sur le sol minéral. Cette accumulation est due principalement à un bilan hydrique positif qui créer des conditions d’anaérobiose diminuant le taux de décomposition. Les conditions créées par la paludification nuisent à la régénération et à la croissance de l’épinette noire (Picea mariana (Mill.)), notamment à cause d’une faible disponibilité des nutriments et de la compétition avec les sphaignes, ce qui entraîne avec le vieillissement de la forêt, une ouverture de la canopée. Cette ouverture est accompagnée d’une expansion du recouvrement en sphaigne et change la forêt en une tourbière arborée. Le feu, perturbation importante de la forêt boréale, brûle la totalité (ou presque) de la couche organique et le sol perturbé présente alors des conditions favorables pour l’établissement et la croissance de l’épinette noire. La succession forestière peut reprendre, menant au bout d’une cinquantaine d’années à un peuplement équienne fermé, dominé dans les basses terres de la ceinture d’argile par l’épinette noire. La ceinture d’argile, large bande de 125000 km² au nord-ouest du Québec et nord-est de l’Ontario, est une région particulièrement sujette à la paludification : le sol est majoritairement constitué des dépôts lacustres argileux des lacs proglaciaires Barlow et Ojibway et de till argileux. La topographie ondulée, alternant des plaines et des collines, le drainage généralement faible et le climat froid et humide favorise le bilan hydrique positif à l’origine de la paludification. Cette région soutient une industrie forestière importante qui exploite les peuplements d’épinette noire. Or, les forêts dans la ceinture d’argile sont en grande proportion des forêts matures, voire surannées, dans lesquelles le processus de paludification est déjà avancé.

Se situant dans le cadre d'une démarche qui vise l'instauration d'un aménagement écosystémique, l'objectif principal de l'étude était de décrire les changements de structure et de composition qui se produisent lorsqu'il y a absence prolongée du feu dans la pessière du nord-ouest de l'Abitibi. À l'échelle du paysage, l'étude démontre que les séries évolutives au sein de ce paysage se retrouvent dans des proportions différentes selon les dépôts de surface. Si nous retrouvons presque exclusivement des peuplements dominés par l'épinette noire (Picea mariana) sur dépôt organique, le pin gris (Pin us banksiana) domine la canopée de 40% des peuplements jeunes(< 100 ans) sur dépôts grossiers et 10% de ceux-ci sur dépôt fins, tandis que les espèces feuillues (Populus tremuloides et Be tula papyrifera) dominent 20% des peuplements jeunes sur dépôts fins et grossiers. Toutefois, peu importe les dépôts de surface, nos résultats suggèrent que l'absence du feu engendre une convergence vers des peuplements dominés par l'épinette noire. La structure des peuplements au sein de ce paysage est caractérisée par une grande variabilité dans les types de structures de peuplements au sein des jeunes classes d'ages(< 100 ans), qui disparaissent en absence du feu. La baisse en surface terrière et en densité associée à l'absence du feu suggère que nous observons également sur ce territoire une convergence dans la structure des peuplements vers des peuplements ouverts. Par ailleurs, l'abondance sur les différents dépôts de surface des espèces secondaires (Abies balsamea et La rix laricina) suggère que l'entourbement est un facteur important qui pourrait expliquer la trajectoire des séries évolutives sur les différents dépôts de surface. Nos résultats démontrent que la composition des arbres après feu (Pinus vs Picea) a peu d'incidence sur l'accumulation de matière organique au sol, la structure des peuplements ou la composition du sous-bois. Néanmoins, notre étude suggère que la sévérité du de

Le segment Est (2714-2702 Ma) de la Zone Volcanique Sud (ZVS) dans la ceinture de roches vertes de l'Abitibi est une séquence complexe de roches volcano-sédimentaires coupées par les suites plutoniques syn- et post-volcaniques. Ce segment peut être subdivisé en deux groupes stratigraphiques basés sur la tectonique régionale et la stratigraphie volcano-sédimentaire : le Groupe de Malartic à la base, composé des formations de La Motte-Vassan, de Dubuisson, et de Jacola, et au-dessus, le Groupe de Louvicourt, contenant les formations de Val-d'Or et d'Héva. Le Groupe de Malartic représente une plate-forme océanique archéenne contrôlée par l'extension tectonique due à une plume du manteau et caractérisée par les komatiites et les basaltes effusifs et les filons-couches et dykes. Le Groupe de Louvicourt a marqué un changement vers des processus associés à une subduction; le début de la construction d'arc, représentée par la Formation de Val-d'Or inférieure, s'est produit simultanément avec les étapes d'affaiblissement du volcanisme de plume, représentées par la Formation de Jacola. Cette activité volcanique contemporaine indique une relation conforme. L'extension qui suivit, représentée par la Formation d'Héva, a formé les laves volumineuses qui ont inondé les laves associées au volcanisme d'arc. La Formation de Jacola est caractérisée par des komatiitiques et basaltes riches en Mg, liés à une source de plume du manteau, qui ont formé une grande plaine sous-marine de lave tholéiitique. Le contact entre la Formation de Jacola mafique-ultramafique et la Formation de Val-d'Or intermédiaire-felsique est graduel et indiqué par l'apparition (i.e., fragmentaire) de dépôts volcaniclastiques volumineux qui sont tholéiitiques à transitoires et qui ont une signature géochimique d'arc. La Formation de Val-d'Or de 3-5 km d'épaisseur est un arc volcano-sédimentaire subaquatique complexe composé de nombreuses séquences de laves intermédiaires à felsiques discontinues et latéralement int

Le gisement de la Mine Troilus au nord de Chibougamau est encaissé dans des roches archéennes au sein de la ceinture de roches vertes Frotet-Evans. Il s'agit d'une mine à ciel ouvert à haut volume, basses teneurs (0,95 g/t d'Au et 0,10% de Cu) où deux fosses sont présentement exploitées : la fosse 87 et la fosse J4. La fosse J4 présente des unités lithologiques similaires à la fosse 87 malgré quelques différences. Une diorite porphyrique, une microdiorite, des dykes felsiques et une unité bréchique avec des faciès très hétérogènes sont les encaissants d'une minéralisation disséminée. Le degré de déformation est élevé dans la fosse J4. Les dykes, dont les épaisseurs varient entre 1 et 15 m, sont transposés et leur orientation primaire est sécante à la foliation principale. La minéralisation se traduit par la présence de sulfures (pyrite, chalcopyrite et pyrrhotite) qui forment des amas interstitiels, des agrégats lenticulaires ou sont associés à de petites veinules déformées, boudinées et transposées. Une zonalité métallique est présente et se caractérise par une enveloppe aurifère et une enveloppe cuprifère. En effet, la minéralisation aurifère est nettement décalée par rapport à celle cuprifère. Mais dans les deux cas, la minéralisation suit les dykes felsiques et forment un arrangement sécant à la schistosité principale. Il y a une abondance de veinules dans la fosse J4 qui ont été classifiées en trois familles: 1) veinules de quartz, 2) veinules de quartz+sulfures ± biotite ± hornblende et 3) veinules d'épidote+carbonates±chlorite. Seules les veinules de la famille 2 sont associées à la minéralisation cuprifère. L'altération potassique est significative et se traduit par des agrégats lenticulaires de biotite et /ou de hornblende accompagnées de magnétite, de titanite et des veinules 1 et 2. Cette zone est étroite au centre de la fosse et est associée à la minéralisation aurifère. Elle a été superposée par une altération propyllitique qui se traduit par la formati

La mine Troilus est une mine à ciel ouvert qui est la propriété de la corporation minière Inmet. Elle se situe à 175 km au nord de Chibougamau dans la portion orientale de la ceinture volcano-sédimentaire archéenne de Frotet-Evans. La stabilité des pentes rocheuses de la mine Troilus est importante pour différentes raisons : le massif est fortement folié, recoupé de failles et de réseaux de joints systématiques. Il y a différents modes de rupture possible, soit : la rupture progressive par zones de fracturation, la rupture circulaire, le glissement sur un plan ou d'un dièdre et le développement de zone d'instabilité en kink pour former des zones de rupture en flambage ou à la limite une rupture par fauchage {toppling). Tous ces types d'instabilité peuvent se produire concurremment dans le cadre de la même fosse à ciel ouvert dépendamment de l'attitude spatiale des différentes structures géologiques, de la nature de la roche et de la compétence de la roche. La conception géomécanique de la fosse, dans ces milieux rocheux, doit donc tenir compte de ces divers modes de rupture et d'instabilité des pentes rocheuses jointées et foliées. Ce projet a comme objectif d'analyser les conditions susceptibles de provoquer le développement des divers modes de rupture dans un massif rocheux fracturé dans le but de développer des critères de conception (design) et des modes de soutènement plus adéquats pour assurer la stabilité des pentes de la fosse. La démarche du projet comporte les étapes suivantes : premièrement, réaliser une compilation et une analyse structurale du gisement; deuxièmement, caractériser les propriétés mécaniques des roches et des discontinuités des murs de la fosse à l'aide des travaux antérieurs; et finalement, simuler par ordinateur les divers modes de rupture susceptibles de se développer. Ces travaux permettront de procéder à un zonage structural de la fosse, c'est-à-dire identifier les zones structurales qui contrôlent la stabilité des gradins et des murs

L'architecture des cratons archéens demeure mal connue, principalement à cause de leurs physiographies correspondant généralement à des pénéplaines, limitant ainsi la compréhension de leurs évolutions structurales et tectoniques. De par sa vaste superficie (200 X 400 km), la ceinture de roches vertes de l'Abitibi (CVA) offre une occasion inégalée d'étudier la géométrie tridimensionelle des assemblages volcanosédimentaires et plutoniques. De plus, plusieurs levés de sismique-réflection Lithoprobe ont été récemment effectués dans la partie ouest de la CVA au Québec, fournissant ainsi une image géométrique de l'ensemble de cette croûte archéenne. Afin de réconcilier la géométrie structurale «à dominance verticale» documentée à la surface de la CVA avec celle «à dominance horizontale» observée sur ces profils sismiques, cette étude a privilégiée une méthodologie basée sur une intégration de données pluridisciplinaires dans ce secteur. Des travaux de terrain ont servi à l'acquisition directe de données géométriques et structurales le long de plusieurs failles et plutons caractérisés par de faibles pendages. Un échantillonnage a servi au traitement et à l'analyse en laboratoire de données cinématiques et métamorphiques. L'analyse des mesures de densité des différentes lithologies a été utilisée pour la modélisation des données gravimétriques. La confrontation et l'intégration de toutes ces données avec celles fournies par les profils sismiques Lithoprobe #25, 27 et 28 a permis de déterminer que la géométrie structurale tridimensionelle de la CVA a été acquise au cours d'un épisode en compression D, (subdivisé en trois phases précoce, principale et tardive) et d'un épisode en décrochement D2. Cette thèse correspond à un recueil de trois articles scientifiques concernant la géologie structurale et le plutonisme dans les parties centrale- et nord-ouest de la CVA. Dans le premier article, nous avons décrit deux failles de chevauchement D, à pendage faible à modéré vers le nor

Les granitoïdes dans le centre-sud de l'Uruguay sont concentrés principalement en trois ceintures métamorphiques d'orientation est-ouest. Il s'agit (du sud vers le nord) des Ceintures de Montevideo, de San José et d'Arroyo Grande respectivement. Ces ceintures sont séparées les unes des autres par des bandes de gneiss de composition granitiques. Toutes ces roches, les ceintures ainsi que les gneiss, constituent collectivement le Terrane de Piedra AIta. Cinq de ces plutons granitiques, deux de la Ceinture de San José et trois de la Ceinture d'Arroyo Grande, ont été étudiés en détail. La composition chimique de 86 échantillons (éléments majeurs et traces) a été déterminée. Ces données, ainsi que des données isotopiques Rb-Sr, démontrent que, typiquement, ces plutons sont de nature composite et que l'âge des différentes unités varie entre 1900 Ma à 2500 Ma. Les âges plus anciens proviennent des unités principales des plutons eux-mêmes tandis que les âges plus récents correspondent à l'âge de mise-en-place des dykes qui se sont injectés dans les plutons pré-existants et qui ne sont pas nécessairement associés à ces plutons. Les plutons sont généralement (mais pas exclusivement) du type calco-alcalin et sont typiquement synorogéniques tandis que les dykes sont post-orogéniques et sont de composition soit calco-alcaline soit alcaline. Ces données sont incorporées en un modèle tectonique pour le Terrane de Piedra Alta qui est différent, à plusieurs niveaux, que le modèle actuel. L'essentiel de l'évolution géologique de la région est: 1) développement d'un vieux «socle» de gneiss granitique 2) déposition, sur ou adjacent à ce «socle» de gneiss granitique, d'une séquence assez semblable à une complexe de schiste-verte archéen, bien qu'aucune komatiite n'a été découverte à date. 3) métamorphisme paléoprotérozoique, suivi par la mise-en-place des roches plutoniques syn-tectoniques à post-tectoniques. 4) développement d'accidents tectoniques importantes associés à l'orogenèse Tr

Le dépôt de sulfures de Cu, Ni de la mine Lorraine est associé au contact entre un gabbro syn-volcanique et des laves mafiques tholéitiques de la bande de Lac du Bois. Cette dernière est située dans la ceinture verte d'Angliers-Belleterre au sud de la province du Supérieur du Québec. La lentille de sulfures est en grande partie englobée dans des laves mafiques et jalonne une zone de cisaillement subparallèle à la foliation régionale. Cette lentille exhibe une zonalité à travers le dépôt, caractérisée par une zone centrale massive à pentlandite et pyrrhotite, et une auréole de sulfures disséminés essentiellement cuprifères. L'étude pétrographique du minerai montre des évidences de la déformation (extinction ondulante, macles de déformations polysynthétiques, textures granoblastiques de pyrrhotite et chalcopyrite ainsi que la foliation dans les sulfures). La chalcopyrite est infiltrée dans les fractures de pyrrhotite, magnetite, pyrite et minéraux silicates. Sachant que la chalcopyrite est plus ductile relative aux autres phases minérales, sa mobilité peut expliquer la zonatité observée dans le minerai. Dans ce sens, la déformation de la lentille de sulfures massifs produit une migration de la chalcopyrite du minerai massif vers les zones de basse pression (fractures) par transfert de masse à l'état solide. Par conséquent, la chalcopyrite remobilisée constituera le minerai disséminé en bordure du dépôt, et les zones du minerai originel deviennent massives, enrichies en pyrrhotite et pentlandite. D'autres part, les sulfures disséminés sont riches en Cu, Au, Ag et Zn alors que les sulfures massifs sont riches en Ni et Co. Cette zonalité géochimique reflète la zonalité de la chalcopyrite, pyrrhotite et pentlandite décrite précédemment. Les sulfures massifs et disséminés ont un contenu très bas en Os, Ir, Ru et Rh avec des patrons d'EGP extrêmement fractionnés (Pd/Ir >1000) semblable aux types généralement associés aux sulfures riches en Cu. Ces patrons d'EGP sont similai

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

Ce travail consiste en une étude volcanologique du centre felsique du lac des Vents situé à environ 120km au sud-ouest de Chibougamau. Ce centre felsique rhyodacitique d'affinité calco-alcaline d'une épaisseur de 2-2.5km s'interstratifle avec les laves basaltiques d'affinité tholéiitiques de la Formation d'Obatogamau. Le centre felsique étudié est divisé en cinq unités felsiques distinctes séparées entre elles par des coulées de laves basaltiques souvent coussinées. Seules les deux unités felsiques à la base du centre ainsi qu'une section de la troisième sont décrites et interprétées dans ce mémoire. La partie est de la première unité

Le batholite de Waswanipi situé dans la région de Miquelon, occupe la partie centrale du sillon Matagami-Chibougamau de la Sous- province d'Abitibi où il est encaissé par des roches supracrustales (volcanosédimentaires) de la ceinture de roches vertes. Sa forme est légèrement allongée. Le batholite est subdivisé en deux plutons, le pluton sud et nord. Le pluton nord est constitué d'une bordure de composition dioritique à tonalitique. En allant vers le centre, le faciès granodioritique domine pour passer progressivement à une granodiorite pegmatitique, puis finalement au coeur, à des pegmatites. Le pluton sud présente aussi un faciès de bordure dioritique à tonalitique et un faciès principal granodioritique porphyrique à "oikocryst" de feldspath potassique. Dans les deux plutons on observe des filons de pegmatite, d'aplite et d'aplopegmatite. Plusieurs enclaves ont été retrouvées à l'intérieur du batholite; les enclaves mafiques dioritiques et les enclaves mafiques et felsiques volcanosédimentaires. Le batholite de Waswanipi peut être classifié géochimiquement comme calco-alcalin de type I et on retrouve aujourd'hui les granitoïdes de ce type chimique au-dessus de zone de subduction tectoniquement active. Une évolution géochimique est observée au sein des phases formant le batholite. Cette évolution est due probablement à une cristallisation fractionnée du plagioclase et de la hornblende. Au nord du batholite nord, un couloir de cisaillement orienté grossièrement EW a été observé. Celui-ci se caractérise par des linéations subhorizontales et un mouvement dextre. Le batholite s'est mis en place dans deux épisodes très distincts. Durant le premier, on assiste à la mise en place du magma dioritique à tonalitique. La deuxième phase, se fait au moment où les diorites et tonalités sont complètement consolidés. Elle se caractérise par le développement des failles verticales et l'injection de la granodiorite le long de ces failles. Ceci s'effectue de façon synchrone dans un

La partie du Groupe de Piché située à l'ouest de la ville de Cadillac est formée de brèches pyroclastiques et de laves de composition andésitique à basaltique. Les brèches pyroclastiques étudiées sont divisées en trois types, 1) une brèche pyroclastique monogénique, 2) une brèche pyroclastique vitroclastique et 3) une brèche pyroclastique à fragments ponceux. Ces brèches ont été produites par une série d'explosions phréatomagmatiques sous-marines, avec une contribution progressive des phases volatiles dans la dynamique explosive. Elles ont été déposées par des processus de coulée de débris et représentent généralement des dépôts resédimentés. Les laves recouvrent stratigraphiquement les brèches pyroclastiques. Elles sont constituées, à la base, d'une vaste séquence d'andésites porphyriques a phénocristaux de feldspath et à structures massives, bréchiques et coussinées. Les structures d'écoulement des andésites suggèrent qu'elles ont été probablement déposées en eau peu profonde. Quelques coulées de basaltes andésitiques à structures massives et coussinées terminent le cycle volcanique. Les brèches pyroclastiques et les laves représentent dans l'ordre les deux principales périodes d'activité volcanique, 1) une période de dégazage du magma sous la forme d'éruptions sous-marines explosives et 2) une période plus calme sous la forme d'éruptions sous-marines effusives. La première période pourrait constituer un préalable nécessaire à la deuxième. Les structures sédimentaires des brèches pyroclastiques et d'écoulement des laves, indiquent une mise en place à une distance proximale-médiane, en marge du centre éruptif. Les sédiments épiclastiques du Groupe de Cadillac qui recouvrent la séquence volcanique du Groupe de Piché, sont représentatifs d'une période d'érosion et de sédimentation. Dans la région étudiée, aucune évidence ne permet d'établir avec certitude la relation stratigraphique entre les Groupes de Pontiac et de Piché. Par contre, les sédiments du Groupe de Cadi

La région de Delta, située dans la partie centrale de la ceinture de Cape-Smith, contient plusieurs types de minéralisations de Ni-Cu riches en EGP. Dans le filon couche différencié Delta 3, une minéralisation Ni-Cu et EGP pseudo-stratiforme est associée à un niveau de gabbro riche en pyroxène de granulométrie grossière à pegmatoïdale. Cet horizon se suit pendant 2 kilomètres et se retrouve quelques mètres au-dessus de l'apparition de litage magmatique rythmique dans les séquences de roches gabbroïques. Dans cet horizon, les silicates sont intensivement altérés, mais les textures primaires sont bien préservées. Le gabbro minéralisé contient entre 5 et 15% de sulfures qui occupent une position interstitielle aux silicates et les remplacent partiellement le long des bordures et des plans de clivage. Une altération plus intense (biotite et hornblende verte) dans l'horizon minéralisé est notée ainsi que la présence de veines de quartz-plagioclase et de veinules de chalcopyrite. Ces dernières impliquent une circulation de fluides hydrothermaux qui ont probablement redistribués et concentrés les éléments plus mobiles tels le Cu et le Pd. Au sud de cette intrusion, les zones minéralisées D8 et D9, sont situées le long d'une zone de cisaillement qui recoupe partiellement la base du Delta 3 et le sommet de l'ensemble intrusif formé par les intrusions Delta lC, qui est gabbroïque et les intrusions 2C et 2C, qui sont tardifs et de composition ultramafïque. Ces zones minéralisées contiennent chacune une lentille de sulfures massifs, des veines et des disséminations de sulfures riches en Cu situées dans les roches encaissantes à ces lentilles et finalement des gouttelettes de sulfures de Ni et de Cu dans un granophyre. Les lentilles de sulfures massifs possèdent une minéralogie simple et sont formées essentiellement de pyrrhotite, de pentlandite, de chalcopyrite et plus rarement de pyrite, de cubanite et de minéraux d'EGP. Les contacts des sulfures massifs avec les roches encais

Des indices sulfurés de nickel-cuivre riches en éléments du groupe du platine (EGP) se trouvent associés aux basaltes komatiitiques du Groupe de Chukotat de la fosse de l'Ungava. Ces basaltes komatiitiques recoupent, en formant des dykes et des sills, le Groupe sous-jacent Povungnituk qui est formé de basaltes continentaux et de sédiments élastiques. Le dyke de Méquillon est un exemple d'un tel conduit nourricier enrichi en Ni-Cu et en EGP. Le dyke de Méquillon a une épaisseur de 120 m et un pendage réel de 20°. Il est zone de façon asymétrique: sa bordure consiste en un mélagabbro composé de chlorite, d'actinote et de plagioclase à grains fins, alors que son centre est formé de grains d'olivine en phase cumulât et de grains poecilitiques d'orthopyroxène altérés en serpentine et amphibole. La chromite et les sulfures sont présents comme phases accessoires dans toute l'intrusion, mais les sulfures sont concentrés dans la partie inférieure de l'intrusion. Le contenu en MgO des roches de la bordure (15-18%), le patron plat des terres rares et les proportions des éléments incompatibles comme Zr/Y=3.5. Al2O3/TiO2=20, Sc/Y=3.6 indiquent une composition de basalte komatiitique comme les basaltes à phénocristaux d'olivine du groupe de Chukotat. La valeur de ? 34 s se situant entre 0 à 5 et le ratio Se/S entre 200-350* 10 6 indiquent que le soufre est dérivé du manteau et n'est pas dû à la contamination par les sédiments. La modélisation numérique a montré qu'il était possible de produire le coeur de notre dyke à partir de la composition des bordures. La soustraction d'un mélange d'olivine (entre 15 et 35%), d'orthopyroxène (entre 0 à 25%) et de sulfure entre (0 à 10%) suffit pour reproduire les différentes roches du dyke de Méquillon. Pour équilibrer les éléments incompatibles comme Zr, Sm, Se, nous devons faire évoluer la composition du liquide initial par le fractionnement de 10 à 30% d'olivine, ce qui signifie que le magma a évolué entre la première injection qui a produ

L'objectif de cette étude était de définir les changements géochimiques correspondant aux variations texturales observées dans les bordures de coussins archéens et de les comparer à celles des coussins récents. La région de l'étude est située dans la Sous-Province de l'Abitibi, environ 40 km au nord de Rouyn-Noranda, dans le Canton d'Aiguebelle du nord-ouest du Québec (figure 1). Elle fait partie de la Formation de Deguisier du Groupe de Kinojévis. La région fut étudiée en détail par Yves Sanschagrin et Maxime Leduc sous la direction d'Erich Dimroth dans le cadre d'un contrat du M.E.R.Q. et d'études de maîtrise (Sanschagrin et Leduc 1979, Sanschagrin 1981, Leduc 1981). La coulée étudiée se trouve sur le terrain de Sanschagrin (1981) qui a défini 18 coulées de basaltes tholéiitiques métamorphisés au faciès préhnite-pumpellyite (figure 3). Ces coulées comprennent des faciès massifs coussinés et bréchiques. Deux affleurements de la coulée 9, qui montre les faciès massifs et coussinés, furent échantillonnés en détail (figures 3 et 4). Dix-neuf échantillons de la partie massive furent collectés, et des neuf coussins échantillonnés (figure 6), quatre furent retenus pour cette étude. Les variations texturales mentionnées ci-haut apparaissent à la figure 6 (modifiée d'après Dimroth et Lichtblau 1979) et se définissent comme suit: I. La zone hyaloclastique qui consiste en verre fragmenté. II. La zone de croûte hyaline. Cette zone comprend du verre avec des microphénocrystaux de plagioclase ou d?olivine comme phases principales. III. La zone des sphérolites isolés. Dans cette zone, les sphérolites sont composés de microlites, souvent squelettiques, de plagioclase sur lesquels des fibres de plagioclase et de clinopyroxène se sont développées pour donner des formes sphériques et fibro-radiées. IV. La zone des sphérolites agglomérés. Les sphérolites de la zone III deviennent graduellement plus nombreux et le verre moins abondant vers le centre du coussin. Les sphérolites individ

La région à l'étude appartient à la ceinture de roches vertes de l'Abitibi, dans la province tectonique du Supérieur et se situe à moins de douze kilomètres à l'ouest de Noranda. Les études pétrographiques et géochimiques des andésites de ce secteur démontrent la présence d'un conduit d'altération hydrothermale volcanogène. Le coeur de la zone d'altération montre un lessivage en Ca, Na, Fe+3, Cu, Sr, Y et un enrichissement en K, Mg, H, Fe+2, Zn, Zr, Rb, Nb. Deux constantes ont pu être identifiées dans ces processus métasomatiques: le contenu en aluminium et le volume. Pétrographiquement, les halos d'altération sont mis en évidence par l'évolution des paragénèses, passant d'un assemblage du faciès des schistes verts à celui d'une cornéenne à cordiérite. La mise en place d'une masse syénitique sur le versant occidental du secteur a initié une auréole métamorphique prograde atteignant le faciès amphibolite. Ce métamorphisme a développé au coeur du conduit de nouveaux assemblages progrades à cordiérite - anthophyllite et biotite. Les paragénèses et les textures progrades suggèrent un métamorphisme thermal sans contrainte à une température de 500 à 600 degrés centigrades et à une pression de 2 à 3 kilobars. Le rétromorphisme régional subséquent a déstabilisé les assemblages progrades et contribué au développement des nouvelles paragénèses à quartz-séricite et chlorite-quartz. Mésoscopiquement, l'empreinte de l'épisode métamorphique se reconnaît par l'aspect tacheté (dalmatianite) des roches altérées. Il est suggéré que le conduit d'altération se situe sur le flanc nord d'un axe de synclinal est-ouest à déformation syn-volcanique cassante, associée à un mécanisme d'effondrement.

Le stock de Dolodau se situe dans le nord de la ceinture de roches vertes de l'Abitibi. Il se présente comme une intrusion granitique post-cinématique recoupée par de nombreux dykes et des dykes de carbonatites à l'extérieur. L'intrusion se compose d'un centre de syénite à quartz avec une bordure de granodiorite et une bande de monzonite entre les deux. Trois types de dykes recoupant les granites (sens large) ont été identifiés. Il y a les aplites, mis en place par un pompage des phases interstitielles lorsque la granodiorite n'était pas complètement cristallisée. Les dykes de syénite à muscovite sont probablement générés par un débalancement du rapport A1203/(K20+Na20+Ca0). Les porphyres à feldspaths alcalins et/ou pyriboles sodiques quant à eux sont générés par le transport de la silice et des feldspaths dans une phase volatile hors des dykes, ce qui en rend quelques-uns sous-saturés en silice. Il y a deux types de dykes de carbonatites : la sovite à biotite et la si1ico-carbonatite à biotite et amphiboles. Les roches sont miaskitiques. Une modélisation par les éléments traces et des calculs de balance de masse suggèrent une cristallisation fractionnée par les feldspaths potassiques comme processus génétique entre la granodiorite et la syénite. Les relations entre les dykes de carbonatites et les granites (sens large) n'est pas claire, mais il est suggéré que la carbonatite en relâchant du Na a permis une fusion partielle générant la syénite qui s'est fractionnée en granodiorite. Les relations de terrain suggèrent que l'intrusion puisse être archéenne.

Des lambeaux de métabasite, intercalées à des masses gneissiques et de granitoïde, affleurent dans les cantons Rohault et Ducharme, situés au Sud de Chibougamau. Ils représentent la continuité lithologique plus déformée et métamorphisée des roches supracrustales de la ceinture de roche verte de l'Abitibi, situées plus au Nord-ouest. L'étude tectono-métamorphique de ce secteur permit de cerner les grandes variations structurales et métamorphiques affectant les lambeaux de métabasite. Trois grands secteurs furent identifiés, soit: - LE SECTEUR TRANSITIQNNEL (bordure nord) - LE SECTEUR A AMPHIBOLITE A EPIDOTE (partie centrale) - LE SECTEUR A AMPHIBOLITE A CLINOPYROXENE ET GRENAT (bordure sud) Le Secteur Transitionnel met en évidence le passage brusque d'une schistosité orientée à 090°, accompagnée d?un métamorphisme schiste vert, à une zone de forte schistosité, orientée à 045°,associée à 1'apparition des porphyroblastes de hornblende et de grenat. Ces porphyroblastes définissent la zone transitionnelle entre le faciès schiste vert et celui des amphibolites à épidotes. Le Secteur à Amphibolite à Epidote se caractérise par la disparition des porphyroblastes de hornblende et de la chlorite dans la matrice. Les secteurs délimitant les bordures Nord et Sud montrent des foliations orientées à 035°. En se dirigeant vers l'intérieur du bloc, les structures orientées à 045° se superposent à celles orientées à 090°. Des crénulations tardives et des veines grenatifères orientées à 010° recoupent l'ensemble des structures. L'épidote diminue vers le Sud-est, pour permettre l'apparition des clinopyroxènes à la bordure Sud-est. La kyanite se développe dans les schistes pélitiques intercalés aux amphibolites. Le Secteur à Amphibolite à Clinapyroxène et Grenat représente le plus haut grade métamorphique atteint dans cette coupe. Il est caractérisé par 1'assemblage clinopyroxène-grenat et par des bandes de mobilisât orientées selon la foliation. Le patron structural est beaucoup plus i

Appartient à l’ensemble documentaire : RsAlis000, Appartient à l’ensemble documentaire : RsAlis002