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

Résumé

Les veines de quartz aurifères riches en sulfures de la mine Géant Dormant sont encaissées dans les roches du premier cycle volcanique (2730-2720 Ma) de la Zone Volcanique Nord de la ceinture archéenne de l'Abitibi. La minéralisation aurifère est centrée sur un complexe felsique recoupant une séquence volcano-sédimentaire, composée de filons-couches mafiques interlités avec des sédiments et des laves mafique et felsique. Un dôme dacitique et des essaims de dykes de FP et de QFP composent le complexe felsique. Deux générations de dykes recoupent la minéralisation: (1) mafiques tholéiitiques et (2) shoshonitiques. Les roches felsiques sont calco-alcalines (Zr/Y«12; [La/YbJ^ll^) et cogénétiques; celles mafiques sont tholéiitiques (Zr/Y~2,5; [La/Yb]N of 0,6-1,9) et sont également cogénétiques entre elles. Les dykes de QFP, datés à 2722 ± 2 Ma (U-Pb sur zircons), sont consistants avec l'âge du premier cycle volcanique. L'empilement volcanique a été construit de manière séquentielle en milieu sous-marin profond (> 3 150 m) à partir de deux sources magmatiques: une source felsique proximale et une mafique distale.

Les couches s'orientent E-0 et sont fortement inclinées vers le S, formant une séquence homoclinale normale localisée sur le flanc N d'un pli régional et d'axe E-0 subhorizontal. Une schistosité régionale E-0 et subverticale, contenant une linéation d'étirement subverticale, se superpose sur toutes les roches. L'intensité de la déformation est faible et hétérogène. Tous les types de roches, incluant les veines aurifères, sont métamorphisés au faciès des schistes verts.

Trois événements successifs de minéralisation aurifère ont été identifiés: (1) une minéralisation volcanogène précoce, manifestée par l'altération (chlorite, séricite, quartz) et la sulfurisation (filonnets et disséminations de pyrrhotite et chalcopyrite) des roches du paléo-fond océanique; (2) une minéralisation autométasomatique correspondant à la chloritisation et à la pyritisation interne du dôme dacitique; et (3) une minéralisation filonienne incluant les veines aurifères et la minéralisation interne des dykes de QFP. Les veines se composent de 5 à 80% (-25%) de sulfures (pyrite, pyrrhotite, chalcopyrite, sphalerite et arsenopyrite). Le quartz et des traces de chlorite, de séricite, de tourmaline ainsi que de cal cite et d'actinote métamorphiques composent la gangue. L'altération des épontes est nulle à faible (chlorite-séricite). Le système de veines se compose de 4 familles de veines interconnectées, dont la géométrie devient plus complexe vers la paléo-surface. Les facteurs de contrôle correspondent à des perméabilités primaires que sont: les unités lithologiques spécifiques, les contacts lithostratigraphiques, les failles synvolcaniques, et les joints préexistants. Les dykes de QFP, caractérisés par une intense séricitisation et une pyritisation, constituent les conduits hydrothermaux pour la formation des veines. Les relations de recoupement, structurales et géométriques indiquent que les veines se sont formées lorsque les couches étaient en position initiale subhorizontale, après l'injection des QFP mais avant la fin du magmatisme mafique tholéiitique, et que la déformation ductile régionale est superposée sur les veines.

Le contenu de concentrés de sulfures en éléments des terres rares (ÉTR) et traces a été déterminé par INAA. Les spectres des ÉTR sont spécifiques pour chaque événement, alors que la teneur en éléments traces définit une tendance évolutive. La pyrrhotite précoce se caractérise par des spectres en ÉTR faiblement fractionnés avec des anomalies négatives en Ce et par des concentrations fortes en Ni et Co et faibles en Au et Ag. Cette signature est cohérente avec le lessivage des éléments à partir de minéraux ferro-magnésiens des basaltes de l'empilement volcanique sous-jacent et avec le mélange entre les fluides hydrothermaux et l'eau de mer oxydante au site de minéralisation. Les sulfures des veines sont caractérisés par des contenus faibles en Ni et Co mais élevés en Au et Ag, ainsi que par un fractionnement prononcé en ÉTR légères et une anomalie positive en Eu. La signature en ÉTR se compare à celle typique des systèmes volcanogènes matures et actifs, dominés par le lessivage des éléments dans les plagioclases des basaltes. Ces données démontrent le lien génétique entre les événements de minéralisation et s'intègrent au sein d'un modèle volcanogène qui a progressivement gagné en maturité.

La valeur moyenne ô18O du quartz de la minéralisation de fond océanique est de 11,9 ± 0,6%o et les fluides ont une valeur Ô18O de 3,2%o calculée à 250°C. Les compositions isotopiques moyennes de l'oxygène pour le quartz et la chlorite des veines aurifères sont respectivement de 12,5 ± 0,3%o et 5,9 ± l,l%o. Une température de formation de veines de ~275°C est déterminée en utilisant les valeurs 518O du quartz et de la chlorite; cohérente avec celle de 269 ± 10°C, calculée à partir de la composition des chlorites. À 275°C, la valeur ô18O calculée des fluides à l'origine des veines est de 4,7%o. Les valeurs ô34S des sulfures pour les trois événements de minéralisation sont comprises entre 0,6 et 2,8%o; comparables avec les valeurs magmatiques. Les géothermomètres isotopiques du souffre indiquent une température de ~350°C pour la précipitation des sulfures dans les veines. Les données isotopiques supportent le lien génétique entre les trois événements de minéralisation et sont compatibles avec un système volcanogène évolutif. La nature évoluée des fluides (ô18O = 4,7%o) est attribuée à l'apport de fluides magmatiques au système hydrothermal convectif dominé par l'eau de mer modifiée.

Les veines résultent de l'épisode final d'un système volcanogène comportant quatre stades évolutifs. Le Stade 1 implique l'altération et la minéralisation des roches du paléofond océanique. Au Stade 2, l'injection des filons-couches mafiques (~1 km) entraîne le colmatage du système hydrothermal. Le Stade 3 correspond à l'introduction du dôme et à la reprise de l'activité hydrothermale. Le Stade 4 implique l'injection des dykes de QFP qui, subséquemment, ont servi de conduits hydrothermaux. Les veines résultent du remplissage de fractures développées à proximité des QFP. La formation des veines est conséquente à la construction séquentielle de l'édifice volcanique à partir des deux sources. L'injection des filons-couches a perturbé l'activité hydrothermale associée au centre felsique. La reprise du magmatisme felsique a généré des fractures pour la formation des veines, qui a été favorisée par la pressurisation lithostatique des fluides au sein d'un milieu imperméable. L'enrichissement en or, du Stade 1 au Stade 4, résulte de l'évolution intrinsèque du système, étant probablement relié à l'ébullition des fluides lors de la formation des veines.

Ces résultats ont une importance particulière pour l'exploration aurifère. À l'échelle du gisement, deux méthodes ont été développées pour faciliter la corrélation spatiale de veines interceptées en forages. Pour l'exploration régionale, cette étude démontre le potentiel aurifère des systèmes volcanogènes. Elle implique également que les minéralisations aurifères filoniennes ne sont pas restreintes chronologiquement à la phase d'accrétion tectonique, et spatialement aux zones majeures de déformation. Enfin, les complexes de filons-couches mafiques, où le magmatique felsique est synchrone, peuvent être considérés comme fertiles pour la formation des veines aurifères volcanogènes.

La mine Géant Dormant est un dépôt aurifère filonien situé dans la Zone Volcanique Nord de la sous-province de l'Abitibi. La minéralisation est encaissée dans une séquence homoclinale normale, composée de strates volcano-sédimentaires recoupées par un complexe felsique (intrusion dacitique, essaim de dykes felsiques de FP et de QFP). Les couches s'orientent E-W et sont fortement inclinées vers le sud. Des dykes mafiques à hornblende recoupent toutes les unités lithologiques, ainsi que les lentilles aurifères. La déformation régionale à caractère ductile est faible et hétérogène. Elle affecte toutes les unités lithologiques. Elle est dominée par une élongation subverticale qui se manifeste principalement par une schistosité contenant des linéations d'étirement également subverticales. Quatre styles de minéralisations cogénétiques et riches en sulfures sont reconnus: (1) les veines de quartz, (2) un style stratoïde, (3) des stockwerks de veinules développés au sein des dykes felsiques de QFP et (4) des familles de veinules SE-NW. Les facteurs de contrôle sur la minéralisation correspondent à des perméabilités primaires, telles que: (1) les unités lithologiques spécifiques, (2) les contacts stratigraphiques, (3) les failles synvolcaniques, et (4) les joints préexistants. À l'échelle du dépôt, la géométrie du corps minéralisé devient plus complexe vers le sud, soit vers la paléosurface.

Une minéralisation pré-déformation est indiquée par: (1) l'absence de compatibilité structurale entre le corps minéralisé et la déformation ductile, (2) la superposition systématique de la déformation sur la minéralisation, et (3) le recoupement systématique de la minéralisation par les dykes à hornblende schistosés. Une origine reliée au volcanisme est proposée sur la base de: (1) la nature primaire des facteurs de contrôle, (2) l'altération et la minéralisation sélectives des dykes de QFP, et (3) l'augmentation de la complexité du corps minéralisé vers la paléosurface. Cette origine contraste par rapport aux minéralisations aurifères filoniennes synorogéniques. L'exemple du Géant Dormant démontre le potentiel aurifère des secteurs faiblement déformés au sein des ceintures de roches vertes archéennes.

La minéralisation aurifère filonienne à la mine Géant Dormant diffère de celle des gîtes filoniens archéens classiques par la formation des veines précoce par rapport à la déformation ductile régionale et par leur fort contenu en sulfures. La minéralisation est centrée sur un complexe felsique recoupant une séquence volcano-sédimentaire, composée de filons-couches mafiques interlités avec des sédiments et des laves mafique et felsique. Un dôme dacitique et des essaims de dykes de FP et de QFP composent le complexe felsique. Les roches felsiques sont calco-alkalines (ZrfY^ll) et cogénétiques, alors que celles mafiques sont tholéiitiques (Zr/Y«2,5) et sont également cogénétiques entre elles. L'empilement volcanique a été construit de manière séquentielle en milieu sous-marin profond (> 3 150 m) à partir de deux sources magmatiques: une source felsique proximale et une mafique distale. Trois événements successifs de minéralisation aurifère ont été identifiés: (1) une minéralisation volcanogène précoce manifestée par l'altération (chlorite, séricite, quartz) et la sulfurisation (filonnets et disséminations de pyrrhotite et chalcopyrite) des roches du paléo-fond océanique; (2) la chloritisation et la pyritisation internes du dôme dacitique résultant d'un processus autométasomatique; et (3) les veines aurifères sans, ou avec seulement une faible altération hydrothermale (chlorite-séricite).

Les veines résultent de l'épisode final d'un système volcanogène comportant quatre stades évolutifs. Le Stade 1 implique l'altération et la minéralisation des roches du paléofond océanique. Au Stade 2, l'injection des filons-couches mafiques (~1 km) entraîne le colmatage du système hydrothermal. Le Stade 3 correspond à l'introduction du dôme et à la reprise de l'activité hydrothermale. Le Stade 4 implique l'injection des dykes de QFP qui, subséquemment, ont servi de conduits hydrothermaux. Les veines résultent du remplissage hydrothermal de fractures développées à proximité des dykes de QFP. La formation des veines est conséquente à la construction séquentielle de l'édifice volcanique à partir des deux sources. L'injection des filons-couches a perturbé l'activité hydrothermale associée au centre felsique. La reprise du magmatisme felsique a généré des fractures pour la formation des veines, qui a été favorisée également par la pressurisation lithostatique des fluides au sein d'un milieu imperméable. L'enrichissement en or, du Stade 1 au Stade 4, résulte de l'évolution intrinsèque du système, étant relié à l'ébullition des fluides lors de la formation des veines.

À la mine Géant Dormant, située dans la ceinture de roches vertes archéennes de l'Abitibi, les roches encaissantes ont enregistré trois événements de minéralisation aurifère. Ceux-ci s'échelonnent dans le temps d'une sulfurisation volcanogène précoce à des veines de quartz riches en sulfures. Le contenu en éléments des terres rares (ÉTR) et en éléments traces (Au, Ag, As, Co, Cr, Ni, Sb et Se) de concentrés monominéraliques de pyrite, de pyrrhotite, de chalcopyrite et de sphalerite a été analysé par activation neutronique. La concentration de ces éléments a été utilisée pour caractériser chacun des événements dans le but de préciser l'évolution temporelle du système hydrothermal et d'en interpréter ces causes. Les spectres normalisés des ETR sont spécifiques pour le premier et le dernier des événements de minéralisation, alors que la concentration de certains éléments traces définit une tendance évolutive. La pyrrhotite précoce et volcanogène se caractérise par des spectres en ÉTR faiblement fractionnés avec des anomalies négatives en Ce et par une concentration forte en Ni et Co, et faible en Au et Ag. Cette signature est cohérente avec le lessivage des éléments traces à partir de minéraux ferro-magnésiens des basaltes composant l'empilement volcanique sous-jacent, et avec le mélange entre les fluides hydrothermaux et l'eau de mer oxydante au site de précipitation des sulfures. Les sulfures des veines sont caractérisés par des contenus faibles en Ni et Co, mais élevés en Au et Ag, ainsi que par des fractionnements prononcés en ÉTR légères et des anomalies positives en Eu. La signature en ÉTR se compare à celle typique des systèmes volcanogènes matures et actifs, dominés par le lessivage des éléments traces dans les plagioclases des basaltes. Ces données s'intègrent au sein d'un modèle volcanogène qui a progressivement gagné en maturité. Les résultats de cette étude démontrent l'utilité des éléments traces des sulfures comme traceurs de l'évolution des systèmes hydrothermaux. Pour l'exploration, l'approche utilisée est potentiellement utilisable pour orienter et optimiser l'exploration dans les contextes volcanogènes.

La mine Géant Dormant correspond à un gisement aurifère filonien composé principalement de veines riches en sulfures. La minéralisation est encaissée par une séquence volcano-sédimentaires et par des roches felsiques formant un dôme subvolcanique et des essaims de dykes. Deux événements de minéralisation aurifère synvolcanique précèdent la formation des veines: un premier événement de sulfurisation d'origine volcanogène et un deuxième autométasomatique de pyrite disséminée dans le dôme dacitique. Ce gisement aurifère diffère des gîtes filoniens archéens classiques par la faible teneur en carbonates et le fort contenu en sulfures des veines aurifères et par leur formation précoce par rapport à la déformation ductile régionale.

La valeur moyenne ô ^O du quartz associé génétiquement avec la minéralisation volcanogène est de 11,9 ± 0,6%o (n = 3). Les fluides minéralisateurs de cet événement ont une valeur Ô^O de 3,2%o calculée à 250°C. Les compositions isotopiques moyennes de l'oxygène pour le quartz et la chlorite composant les veines aurifères sont respectivement de 12,5 ± 0,3%o (n=20) et 5,9 ± l,l%o (n = 4). En supposant un équilibre isotopique entre le quartz et la chlorite, une température de formation de ~275°C est déterminée. Cette température est consistante avec celle de 269 ± 10°C, calculée à partir de la composition chimique des chlorites. À 275°C, la valeur Ô^O calculée des fluides à l'origine des veines est de 4,7%o. Les valeurs ô^^S des sulfures pour les trois événements de minéralisation sont comprises entre 0,6 et 2,8%o (n = 32) et sont comparables avec la valeur magmatique du souffre. Les géothermomètres isotopiques du souffre indiquent une température de ~350°C pour la précipitation des sulfures dans les veines.

La similarité des données isotopiques, les valeurs calculées du ô^°O des fluides minéralisateurs et la