Constellation, le dépôt institutionnel de l'Université du Québec à Chicoutimi

Résumé

Le district aurifère de Hetai est situé au sud de la Chine, dans le terrain métamorphique de Yunkai, qui est limité à l'est par le système de failles de Wuchuan - Sihui, et à l'ouest par le système de failles de Bobai - Wuzhou. Il représente le plus grand camp minier aurifère découvert à l'ouest de la province de Guangdong. Les dépôts aurifères avec des réserves prouvées incluent les gîtes de Gaocun, Yunxi, Taipingding, Shangtai, Kangmei, Taozhishan, Huojing et Hehai. À part le gîte de Hehai, tous ces gîtes sont de type hydrothermal dans une zone de mylonite. Le gîte de Hehai est constitué de veines de quartz.

L'encaissant principal des gisements d'or est la strate Sinienne. Cette unité est composée de roches métamorphiques variées, avec les schistes, les quartzites schisteuses et les migmatites constituant les roches encaissantes immédiates des dépôts aurifères. Les intrusions granitiques de Wucun et de Yunluogan se rencontrent au nord et à l'ouest, alors que les granites (migmatitiques) de Shidong en occupent l'extrémité Nord - Ouest.

1. Métamorphisme régional et granites

Les roches métamorphiques de la région de Hetai consistent principalement en des schistes, des quartzites schisteux, ainsi que de migmatites. On retrouve aussi des métasédiments de bas degré de métamorphisme au sud-est des dépôts aurifères. La paragénèse minérale caractéristique des schistes dominant est quartz + muscovite + biotite ± staurolite ± sillimanite ± almandine. Ces minéraux se sont développés dans des séries de faciès métamorphiques de moyenne à basse pression, au cours de l'orogénie Calédonienne. La température et la pression auxquelles les schistes se sont formés varient respectivement entre 550° - 670°C et 230 - 600 MPa. Les protolithes sont principalement des roches pélitiques avec des cherts intercalés.

Les migmatites font partie intégrante des séries métamorphiques de Hetai et représentent les roches les plus intensément métamorphisées de la région. La formation des migmatites est caractérisée par une introduction graduelle de SiO2, de K2O et probablement de Na2O. En général, les migmatites de Hetai sont appauvries en la plupart des éléments métalliques, particulièrement les éléments "chalcophiles", en comparaison avec les schistes de Hetai. Seuls quelques éléments incompatibles, tels Rb, Ta, Nb, Hf, Zr et Se, sont restés inchangés ou se sont enrichis. La concentration des éléments traces était contrôlée par deux processus différents: la tendance naturelle de la migration des éléments traces des domaines de haute température vers les domaines de basse température et l'introduction des éléments incompatibles accompagnant l'injection du magma dérivé de la fusion partielle du protolithe. En général, les migmatites ont hérité du patron de la distribution de ETR des schistes, avec une légère préférence en Terres Rares Lourdes plutôt qu'en Terres Rares Légères.

L'occurrence des granites est spectaculaire dans la région de Hetai. Les granites de Shidong, Yunluongan et Wucun représentent une séquence complète d'évolution du granitisme de l'autochtone au parautochtone jusqu'aux intrusions magmatiques. Le granite de Shidong s'est développé au cours de la période Calédonienne et a la même origine que les migmatites du même âge. Les granites de Yunluogan et de Wucun se sont formés durant la période Hercyno-Indosinienne. Les isotopes stables de Sr et de O suggèrent que ces granites sont dérivés de la croûte supérieure. Le granite de Wucun contiendrait probablement certains matériaux d'une source plus profonde.

2. Les cherts lités: caractéristiques pétrologiques et géochimiques et origine Les cherts lités étudiés se trouvent dans la section de Gusui et font partie du membre supérieur (Z^ des strates du système Sinien (Précambrien). Le quartz microcristallin prédomine. Les minéraux accessoires incluent les minéraux argileux, l'hématite, la barite et occasionnellement la pyrite. Les structures litées, laminées, massives et pseudobréchiques ont été identifiées. Les caractéristiques pétrographiques suggèrent une origine hydrothermale pour la formation des cherts. La structure pseudobréchique non-déformée ainsi que le faible degré de compaction, résulteraient de la précipitation rapide de la silice opaline et de la transformation de la silice opaline en quartz microcristallin.

Les cherts lités sont caractérisés par des valeurs régulièrement faibles de T1O2, AI2O3, K2O, et de la plupart des éléments métalliques. Cependant, ils sont enrichis en Ba, As, Sb, Hg et Se, lesquels éléments sont diagnostiques des dépôts hydrothermaux. Dans le diagramme ternaire Al - Fe - Mn, ils tombent dans le "champ hydrothermal". Ces évidences géochimiques sont également en faveur d'une origine hydrothermale pour les cherts de la section Gusui.

Les associations caractéristiques d'éléments sont effectivement reconnues par l'analyse factorielle et l'analyse de correspondance. Parmi les associations caractéristiques, {As, Cu, -Cr}, {Ba, Hg, -Sn} et {Ba, Pb} sont diagnostiques des dépôts hydrothermaux. La plupart des éléments en traces trouvent leur réflexion dans le facteur de lessivage de la solution hydrothermale à travers les roches encaissantes pendant l'ascension. En plus des faibles teneurs en MnO, les facteurs d'éléments majeurs, {MnO, FeO, MgO} et {Fe203}, indiquent que la formation des cherts résulteraient de l'environnement sédimentaire oxydant, avec une réduction épisodique et locale.

Considérant la teneur totale en terres rares, on distingue deux membres extrêmes: le chert hydrothermal pur et le shale hydrogéné. Le premier est caractérisé par une teneur totale faible en ETR. La teneur totale en ETR des cherts impurs varie selon la contribution de shale hydrogéné aux cherts hydrothermaux. Le patron de distribution des teneurs moyennes en terres rares (normalisées par rapport à NASC) des cherts de Gusui varie entre les limites supérieures et inférieures des dépôts hydrothermaux typiques connus. L'anomalie ambiguë de Ce et la teneur très élevée en terres rares de certains échantillons sont attribuées à la contamination des dépôts hydrothermaux par les dépôts hydrogénés. Deux modes de contamination sont plus probables: d'une part, l'alternance des processus hydrothermaux et hydrogénés; d'autre part, leur présence commune dans le même domaine de temps et espace, avec divers taux de contribution.

Un mécanisme de formation est proposé. D'abord, l'eau de mer froide et dense s'infiltrait le long de fractures qui recoupaient l'ancien soubassement tectonique et les strates du géosynclinal marginal pré-Calédonien du sud de la Chine. Dans sa marche descendante, l'eau de mer pénétrante était réchauffée et réduite par réaction avec des roches encaissantes près d'une source de chaleur inconnue située à une certaine profondeur. En continuant d'évoluer, les solutions hydrothermales ont lessivé les roches encaissantes qu'elles traversaient, et gagées ainsi la masse. Finalement, les solutions hydrothermales "primaires" riches en silice remontèrent. Près de la sortie, elles sont déchargées et mélangées avec l'eau de mer ambiante. Une partie de la silice est précipitée sous forme de silice amorphe ou de calcédoine. L'autre est perdue dans les eaux du fond marin local et transportée assez loin pour se déposer ultérieurement, associée aux processus hydrogénés. Le quartz microcristallin est le résultat de la recristallisation de la phase silice amorphe et de la calcédoine précipitées initialement.

3. Migration des éléments traces pendant les événements thermaux: modèle de mosaïque incrusté de pièges

La relation entre l'infiltration, le flux de fluides et la diffusion n'en est pas une de substitution, mais de superposition. Malgré la grande efficacité de l'infiltration et du flux de fluides dans le transport des éléments, la diffusion reste vitale pour la migration des éléments traces, particulièrement lorsque un solide parfait est considéré, là où il n'y a pas de convection du fluide.

Le concept de piège est une abstraction mathématique de l'imperfection de l'ensemble des solides, et du comportement différent des éléments traces dans les solides et leurs imperfections. En réalité, les imperfections, telles les surfaces subgranulaires ou granulaires, les micro-fissures, les fractures, etc., existent dans toutes les roches et les domaines géologiques. Elles sont souvent remplies de solutions, donc sont beaucoup plus efficaces pour la diffusion des éléments traces que les cellules des solides hôtes, qui sont parfaits au point de vue structural.

Les pièges peuvent être profonds de plusieurs couches ou niveaux, correspondant à une série des coefficients de diffusion entre les limites du solide et du fluide. A chaque niveau, plusieurs pièges et cellules de solides forment une mosaïque. Le modèle de mosaïque incrusté de pièges est une référence d'ordre hiérarchique des différents lits du mosaïque (mosaïques sont incrustés dans une mosaïque plus grande). Il a une structure de self-similarité, et donc est une structure fractale.

Selon le modèle de mosaïque incrusté de pièges, il y a deux tendances de migration des éléments traces. La première est que les éléments traces tendent d'émigrer à la sortie des cellules des solides et s'enrichissent dans les zones de faiblesse. A travers divers grades de pièges, les éléments traces rejoindront finalement une solution aqueuse qui remplit les fractures suffisamment grandes. L'autre tendance est celle de la migration des éléments des champs de haute température vers les domaines de basse température. Les hautes températures et le gradient croissant de température favorisent l'établissement de ces tendances.

La réactivation des éléments par diffusion est un transport de masses orienté de courte distance à l'intérieur des solides et des pièges des rangs inférieurs. La trajectoire est en accord avec la tendance de migration des éléments traces dans le modèle de mosaïque incrusté de pièges.

La conjugaison des anomalies géochimiques est une conséquence inévitable d'un système géochimique fermé. Deux environnements géologiques sont particulièrement favorables au développement à grande échelle d'anomalies géochimiques conjuguées, e.g., les régions avec un grand contraste de distribution des températures, et un système de grandes failles. De telles conjugaisons d'anomalies, lorsqu'elles se superposent à l'anomalie géochimique régionale, pourraient devenir un excellent guide pour l'exploration et l'évaluation des gisements.

4. Déformation de cisaillement ductile et l'altération hydrothermale liée à la formation des minerais

Les minerais du camp minier de Hetai sont souvent constitués de mylonites aurifères altérées. Les zones de cisaillement ductile Hercyno-Indosinienne et les altérations hydrothermales associées contrôlent la formation et l'occurrence des dépôts aurifères de Hetai.

La géométrie des structures internes des zones individuelles de cisaillement est similaire aux patrons des zones de cisaillement dans le système de cisaillement. À toutes les échelles, le patron caractéristique est constitué de domaines anastomosés fortement déformés, séparant les domaines rhomboïdes de faible déformation. À travers une seule zone de cisaillement ductile, la déformation s'accroît graduellement de l'extérieur vers l'intérieur de la zone, et les roches déformées varient des roches primaires non-déformées aux mylonites et, localement, aux ultramylonites, en passant par les protomylonites.

L'altération hydrothermale de la roche encaissante est spatialement et temporellement associée au développement du système de cisaillement ductile. L'altération produit principalement le chlorite, la séricite, le quartz, les sulfures et l'ankérite. Dans les roches altérées, on distingue au moins trois générations de quartz: un quartz pré-mylonitisation, le quartz hydrothermal de premier stade et le quartz hydrothermal associé aux sulfures. De plus, il y a deux générations des sulfures. La première consiste en pyrite idiomorphe à gros grains, et l'autre, en chalcopyrite et pyrite xenomorphes à grains fins.

La précipitation de l'or est essentiellement un type spécial d'altération hydrothermale. L'or natif, la chalcopyrite, la pyrite sont parmi les minéraux économiques les plus importants. Ils sont disséminés dans la roche minéralisée.

Le calcul de bilan de masses montre un gain de masse durant l'altération, avec un facteur de masse moyen de 1 : 0.92. Le gain de masse arrive à son maximum dans le minerai (les roches intensément altérées qui sont caractérisées par la présence de sulfures et vin le quartz associé), avec un facteur de masse moyen de 1 : 0.84. La silice, les métaux précieux et la plupart des éléments chalcophiles, comme Bi, Cu, Hg, Sb, Se, Te, Zn, Co et probablement As, font partie des constituants ajoutés. La soude ainsi que la plupart des éléments lithophiles caractéristiques du socle de la Chine méridionale, comme Cs, Hf, Zr, Nb, Se, Th, Ba et Terre Rares, sont appauvris durant l'altération et la minéralisation. D'autres éléments, comme K2O, Rb, U, Ta et W, ont été d'abord ajoutés, puis lessivés par la suite lors de l'étape tardive d'intense minéralisation.

Le patron de distribution (normalisé par rapport aux chondrites) des terres rares des strates hôtes altérées est comparable à celui du minerai, avec un faible déplacement vers le bas et peu de différentiation interne entre les terres rares, comparé à la moyenne des strates non-altérées. Ce déplacement cohérent vers le bas est attribué en partie à la dilution résultant de l'introduction de masse comme la silicification, ainsi qu'au lessivage des terres rares.

Les pegmatites granitiques altérées ont un patron de distribution des ETR complètement différent de celui du minerai. Elles sont caractérisées par un patron irrégulier en forme de W, une très faible teneur totale en ETR et des terres rares lourdes relativement enrichies par rapport aux terres rares légères.

5. Géochimie des inclusions fluides

La plupart des inclusions fluides sont d'origine secondaire en relation avec le quartz hôte, et se situent le long des fractures cicatrisées. Cependant, les évidences minéralogiques indiquent qu'elles se sont formées pas plus tard que la dernière épisode de minéralisation aurifère. La précipitation de l'or est étroitement associée dans le temps et dans l'espace avec le piégeage de ces inclusions fluides.

On distingue trois types de composition dans ces inclusions fluides: des fluides aqueux contenant au CO2 à basse salinité (environ 1.5-6 poids % équivalent de NaCl), des fluides aqueux à salinité modérée (environ 6-14 poids% équivalent de NaCl) et des inclusions très riches en CO2. Tous ces types d'inclusions fluides sont contemporains. Leur température d'homogénéisation varie entre 130° et 310°C, avec deux modes statistiques autour de 245° et 170°C. Les inclusions fluides à basse salinité sont considérées comme des solutions hydrothermales primaires. Il s'agit d'un système hydrothermal dominé par de H2O-NaCl-CO2, avec une présence probable de Ca2+ et H2S.

L'effervescence de CO2 et la séparation des phases ont alternativement pris place pendant l'évolution de la solution hydrothermale primaire. Dans les deux cas, le CO2 s'échappait de la solution hydrothermale, avec presque tous les métaux restant dans la phase aqueuse résultante. Deux événements de séparation des phases à grande échelle sont supposés avoir pris place à 245° et 170°C.

6. Mécanisme métallogénique

Les dépôts aurifères de Hetai sont un produit cumulatif d'étapes multiples de processus géologiques et géochimiques. La sédimentation, le métamorphisme régional, le magmatisme granitique, la déformation et les activités hydrothermales ont contribué à la formation des dépôts aurifères.

Les strates Sinienne et Cambrienne sont la principale source de l'or, comme l'indique les évidences des éléments en traces, des terres rares et des isotopes. La présence d'un système hydrothermal fossile, indiqué par l'existence des cherts lités hydrothermale de Zd, suggère la possibilité que des activités hydrothermales de géosystème fossile ont contribué à la concentration préliminaire de l'or durant les périodes Sinienne et Cambrienne.

Le métamorphisme régional Calédoni