Soutenance mémoire
MÉTHODOLOGIE
Ce projet implique deux phases générales, soient une première sur le terrain visant à recueillir les données lithologiques et structurales et à prélever les échantillons, et une seconde en laboratoire visant à faire l’étude pétrographique et lithogéochimique des roches et à procéder à l’analyse structurale du secteur d’étude.
PHASE DE TERRAIN
Les travaux de terrain se sont déroulés durant les saisons 2014 et 2015, ce qui a permis la cartographie du secteur d’étude (2 km x 1 km). Les données récoltées comprennent les descriptions lithologiques, les mesures structurales et la prise d’échantillons orientés pour la confection de lames minces orientées.
Cartographie sectorielle et détaillée
La cartographie sectorielle a été effectuée grâce aux mesures et aux informations recueillies sur les affleurements de la propriété. L’outil GPS (Global Positioning System) a été utilisé afin de bien localiser les affleurements ainsi que les fabriques relevées. Les cartes détaillées de différents affleurements clés ont été réalisées afin de mettre en relation les lithologies et les éléments structuraux. Ces cartes ont été tracées à partir d’une grille au sol faite à l’aide de ruban à mesurer. La lentille minéralisée numéro 1 (zone 1, Fig. 10) a été cartographiée en détail, car elle est la seule observable de la surface. Elle est orientée à N300º et avec un pendage variant entre 45º et 55º vers le nord-est (Giovenazzo, 2000). En surface, cette lentille s’étend sur près de 30 m de longueur et est d’une épaisseur qui varie de 1 à 3 m.
Prise de mesures
La prise de mesures structurales quant à elle, a permis de bien illustrer les relations existantes entre le litage primaire (S0), les différentes fabriques planaires et linéaires produites par la déformation et les éléments liés aux plissements. Pour en faire une brève description, le litage primaire (S0) est un élément produit au moment de la formation de la roche. Il est représenté, par exemple, par les contacts entre les coulées volcaniques au moment de leur mise en place, ou encore par le litage dans les roches sédimentaires (Roy et Daigneault, 2013). Une emphase est placée sur la reconnaissance de la fabrique planaire principale qui prend la forme d’une foliation ou d’une schistosité selon les lithologies et qui sera désignée Sp dans ce mémoire. D’autres fabriques planaires sont également reconnues et prennent la forme de clivage de crénulation localement bien développés. Des plis secondaires affectant la fabrique Sp sont reconnus et les plans axiaux et les axes de ces plis ont été levés. Les linéations d’étirement ont également été mesurées de manière systématique puisqu’elles sont bien développées dans le secteur d’étude. Ces linéations correspondent à l’allongement des objets et des minéraux dans la roche.
Échantillonnage
Cette étape des travaux de terrain, combinée à l’étude pétrographique et géochimique, a été nécessaire afin de valider l’interprétation de certaines lithologies. L’échantillonnage a été fait à l’aide d’une masse et, pour les affleurements le nécessitant, avec une scie à roche.
Ces échantillons ont été nécessaires pour des fins d’analyses lithogéo chimiques et d’analyses pétrographiques. Certains échantillons ont été orientés avant d’être retirés de l’affleurement afin de permettre une observation des relations entre différentes fabriques structurales, le cas échéant et des indicateurs de cisaillement en lame mince.
PHASE DE LABORATOIRE
Préparation des échantillons
C’est lors de cette phase que les lames minces ont été préparées. Au total, ce sont 100 lames minces ordinaires et 18 lames minces polies qui ont été confectionnées. Certaines lames minces ont été faites sur la face XZ qui est à la fois parallèle à la linéation et perpendiculaire à la schistosité ainsi que sur la face YZ qui estperpendiculaire à la linéation et à la schistosité (Bethune et Erickson, 2010). Ces lames minces ont permis d’observer, le cas échéant, des fabriques asymétriques ou des indicateurs de cisaillement.
Analyses pétrographiques et géochimiques
Les lames minces ont été examinées à l’aide d’un microscope optique polarisant. Une description détaillée et complète a été effectuée, cela incluant les éléments structuraux, les textures métamorphiqueset la nature des phases minérales primaires et secondaires présentes. Une attention sera portée sur les relations entre les épisodes de déformation et le métamorphisme. Finalement, une cinquantaine d’analyses lithogéochimiques et une dizaine d’analyses économiques ont été réalisées. Les analyses de lithogéochimie ont été effectuées selon les méthodes utilisées par Géologie Québec (MERN) avec le laboratoire Actlabs et consistent en une fusion ICP (inductively coupled plasma) au métaborate/tétraborate de lithium des éléments majeurs et une ICP-MS (inductively coupled plasma – mass spectometry) des éléments traces. Ces analyses sont importantes afin de bien distinguer les différentes lithologies présentes et décrites préalablement sur le terrain, puisque celles-ci sont hautement métamorphisées. Les analyses économiques consistent, quant à elles, en une digestion par 4 acides à chaud, puis l’analyse par ICP-AES (inductively coupled plasma – atomic emission spectroscopy). Certaines analyses économiques ont été effectuées sur les roches ultramafiques afin de voir si celles-ci sont anormalement riches en certains métaux, d’autres ont été faites sur la lentille minéralisée numéro 1 afin de connaître les teneurs actuelles en métaux économiques comme l’or (Au), le platine (Pt), le palladium (Pd), l’argent (Ag), l’arsenic (As), le cobalt (Co), le cuivre (Cu), le molybdène (Mo), le nickel (Ni), le plomb (Pb) et le zinc (Zn).
Numérisation
Il a été nécessaire de numériser chacune des cartes produites sur le terrain. Pour ce faire, les logiciels Illustrator d’Adobe et Mapinfo ont été utilisés.
Suite à toutes ces étapes, les observations et les données ont été synthétisées et interprétées. Cette interprétation propose un modèle de formation du gisement ainsi qu’une histoire de sa déformation.
GÉOLOGIE RÉGIONALE
La mine Marbridge fait partie de la ceinture de roches vertes archéennes de l’Abitibi dominée par des assemblages d’unités volcaniques et sédimentaires. La ceinture de l’Abitibi fait 300 km par 700 km et est orientée est-ouest (Goodwin et Ridler, 1970). Elle est interprétée par certains auteurs comme le collage de deux arcs océaniques (Goodwin et Ridler, 1970; Chown et al., 1992). Toutefois, selon Thurston (2002), elle est davantage perçue comme une évolution autochtone sans collage de terrains différents. Selon Ayer et al. (2002), le volcanisme de l’Abitibi prend place entre 2750 et 2697 Ma. La ceinture de l’Abitibi est limitée, au sud, par la faille de Cadillac-Larder Lake, qui sépare les Sousprovinces de l’Abitibi et de Pontiac (Daigneault et al., 2002). Chown et al. (1992) divisent l’Abitibi en deux parties distinctes, soient la Zone Volcanique Sud (ZVS) et la Zone Volcanique Nord (ZVN). Ces deux zones sont séparées par la faille Destor-Porcupine- Manneville qui est orientée est-ouest (Mueller et al., 1996). La ZVN est interprétée comme un arc composé de deux cycles volcaniques mafiques/felsiques (Chown et al., 1992). Les roches ultramafiques sont surtout présentes dans la Zone Volcanique Sud (Dimroth et al., 1982). Daigneault et al. (2004) rapportent à partir des données géochronologiques (Corfu et al., 1989; Mortensen, 1993; David et al., 2006) que les événements volcaniques dominants de la ZVN se sont déroulés entre 2735 et 2705 Ma, alors que pour la ZVS, ils sont entre 2715 et 2697 Ma. Les roches ultramafiques sont interprétées comme étant issues d’un panache mantellique (Mueller et al., 1996) et se sont mises en place en quatre épisodes distincts formant donc quatre assemblages de roches ultramafiques-mafiques-felsiques différents (Houlé et Lesher, 2011), cÊest-à-dire 2760-2735 Ma pour lÊassemblage Pacaud, 2723-2720 Ma pour lÊassemblage Stoughton-Roquemaure, 2720-2710 Ma pour lÊassemblage Kidd-Munro et 2710-2704 pour lÊassemblage Tisdale. Ce sont les assemblages de Kidd-Munro et Tisdale, les deux plus jeunes, qui sont les plus riches en gisements de nickel associés aux komatiites (Houlé et Lesher, 2011). La Sous-province de l’Abitibi a d’abord subi une déformation polyphasée attribuable à l’orogénie kénoréenne (Dimroth et al., 1983; Imreh, 1984). Ces événements de déformation sont associés, à la fois à du plutonisme et à du métamorphisme au faciès des schistes verts (Dimroth et al., 1983; Pilote, 2000). À la mine Marbridge, il est possible d’observer une complexité structurale résultant de l’interaction entre plutonisme, déformation et métamorphisme (Imreh, 1984; Pilote, 2000; Daigneault et al., 2004).
ZONE VOLCANIQUE SUD
Le secteur de la mine Marbridge se situe dans la moitié nord de la Zone Volcanique Sud. Celle-ci est un assemblage de roches volcaniques et sédimentaires dont font partie, du nord vers le sud, les groupes de Kewagama, de Malartic, de Blake River et de Cadillac (Chown et al., 1992; Mueller et al., 1996; Pilote, 2000). La Formation du Lac Caste (Brett et al., 1976; Imreh, 1984; Pilote, 2000), contenue dans le Groupe de Kewagama, se compose de roches sédimentaires (alternance de wackes et de pélites) datées à 2691 ± 8 Ma par Feng et Kerrich (1991) . Le Groupe de Malartic se compose de roches volcaniques ultramafiques à felsiques. Les Formations La Motte-Vassan, Dubuisson et Jacola font partie de ce dernier groupe (Pilote et al., 2000). Le Groupe de Blake River est composé de roches volcaniques mafiques et felsiques (Dimroth et al., 1982; Gélinas et al., 1984; Goutier et al., 2007). Le Groupe de Cadillac est également constitué de roches sédimentaires, soient des grès, des wackes, des pélites et des conglomérats. La ZVS est recoupée par des plutons dont l’âge s’étend de syn-volcanique à tardi-tectonique.
La région aurait enregistré plusieurs phases de déformation se manifestant par des schistosités, des linéations et des plis de différentes générations (Dimroth et al., 1983; Babineau, 1985; Desrochers et al., 1993; Mueller et al., 1996; Pilote, 2000; Daigneault et al., 2002).
GÉOLOGIE LOCALE
La mine Marbridge se situe dans le canton de La Motte, à l’ouest du lac Malartic. La géologie de ce canton (Brett et al., 1976) se résume en des roches volcaniques métamorphisées du Groupe de Malartic et en des roches sédimentaires de la Formation du lac Caste. Dans le canton de La Motte, la totalité des roches sédimentaires et une bonne partie des roches volcaniques sont affectées par le métamorphisme ou la déformation dus à l’une ou l’autre des intrusions présentes (Brett et al., 1976). En effet, la zone d’étude (Figs. 9 et 10) se situe à la base stratigraphique du Groupe de Malartic (Alsac et Latulippe, 1979) et est encerclée par trois plutons importants (Brett et al., 1976; Imreh, 1984; Babineau, 1985), soit celui de La Motte au nord, La Corne à l’est et Preissac au sud. Les lithologies volcaniques observées sont de compositions ultramafiques, mafiques et felsiques (Fillion, 1975; Fillion, 1979). Le gisement Marbridge est le seul gîte de nickel à avoir été exploité jusqu’à maintenant du côté québécois de la Sous-province de l’Abitibi. Un âge de 2714 ± 2 Ma a été établi à Marbridge pour la Formation La Motte-Vassan (Parent, 1998; Pilote et al., 2000). Notons que cet âge est similaire à celui de l’assemblage volcanique de Kidd-Munro (Ayer et al., 2002), qui contient aussi le gisement de type sulfures massifs volcanogènes (SMV) Cu-Zn de classe mondiale Kidd Creek (Bleeker et Parrish, 1996; Barrie et al., 1999).
CARACTÉRISATION DES UNITÉS LITHOLOGIQUES
INTRODUCTION
Ce chapitre présente les différentes caractéristiques des unités lithologiques observées sur la propriété Marbridge. Le secteur à l’étude est caractérisé par la présence d’unités volcaniques mafiques et ultramafiques, d’une unité volcanique felsique et d’une unité volcanosédimentaire.
Comme la détermination des sommets stratigraphiques représente un véritable enjeu dans ce terrain fortement déformé et affecté par un métamorphisme élevé, les unités sontd’abord décrites ici de manière générale sans concept stratigraphique. La cartographie de ces unités est présentée à la figure 11. Cette carte présente l’intégration des résultats de cette étude en tenant également compte des informations antérieures issues des travaux de Falconbridge Nickel (voir Giovenazzo, 2000) plus particulièrement.
De manière générale, le secteur d’étude peut être divisé en 3 blocs distincts. Le bloc SO, dominé par des coulées ultramafiques et mafiques, le bloc central est le plus complexe avec un mélange d’unité mafiques, ultramafiques, felsiques et volcanoclastiques, et le bloc NE, constitué surtout d’unités ultramafiques. Les blocs SO et NE présentent un degré de déformation moindre tandis que le bloc central correspond à une zone de déformation majeure qui sera décrite au chapitre 3.
Les aspects pétrographiques et texturaux de ces unités sont détaillés dans la section 2.2 et sont résumés aux tableaux 1 et 2. Ce chapitre dresse le portrait des événements magmatiques et volcaniques qui sont survenus dans le secteur afin de donner le cadre général de formation du gisement de Marbridge.
DESCRIPTION PÉTROGRAPHIQUE ET LITHOGÉOCHIMIQUE
UNITÉS ULTRAMAFIQUES
Les unités ultramafiques sont abondantes dans la zone à l’étude et représentent plus de 30% du secteur en terme de surface (Fig. 11). Dans le bloc central, cette lithologie est représentée par plusieurs bandes d’orientation générale NO-SE. L’épaisseur des bandes varie de 50 m à environ 500 m, et ces bandes peuvent être suivies sur plus de 1 km de long.
Ces bandes contiennent plusieurs coulées komatiitiques d’épaisseur variant de 0,5 à 2 m. Les roches ultramafiques comprennent surtout des komatiites, facilement identifiable lorsque les textures spinifex sont reconnues. Ces roches comprennent également des dunites (Fig. 12a) lesquelles peuvent représenter la zone à cumulat située à la base des coulées ultramafiques (Zone B; voir Fig. 4) ou bien des intrusions, le degré de déformation rendant la distinction difficile.
En affleurement, les roches ultramafiques ont une couleur d’altération beige à brun chamois, causée par les carbonates et la serpentine, qui sont les principaux minéraux d’altération de ces roches. On les reconnait aussi par leur texture en « peau d’éléphant », c’est-à-dire fracturées et à l’aspect rugueux. Les limites de coulées, soit la surface S0, sont bien visibles (Fig. 12b) dans les unités effusives. Généralement, on y voit la texture spinifex avec des cristaux aciculaires de taille variable. Ces cristaux peuvent atteindre plus de 50 cm de longueur. La texture spinifex n’est pas toujours présente, dans certains cas les fractures de refroidissement (Fig. 12c) affectent toute l’épaisseur de la coulée (Fig. 12d). La déformation n’affecte, apparemment, que peu les roches ultramafiques du secteur Marbridge par comparaison aux autres types de roches présentes. Mais dans quelques cas, ces coulées peuvent être schisteuses et plissées (voir Fig. 40).
En lame mince, on reconnait essentiellement le talc, la serpentine, les carbonates et la magnétite. La serpentine, généralement fibreuse (Fig. 13A, B et C), est la phase la plus abondante, composant de 30 à 70% des échantillons. Le talc (Fig. 13D) est le deuxième minéral en termes d’abondance, composant entre 23 et 50% des échantillons. La magnétite est aussi présente partout et sa concentration varie de 2 à 15%. Les carbonates (Fig. 13C), généralement de la calcite, sont de moindre importance, environ 2%, et se retrouvent essentiellement en plages irrégulières. La proportion de carbonates peut cependant atteindre jusqu’à 60% chez les unités sévèrement altérées. De plus, 10 à 15% de hornblende ont été observés dans deux échantillons seulement et jusqu’à 17% de chlorite sont présents dans un échantillon (voir tableau 1).
Finalement, au niveau de la lithogéochimie, les roches ultramafiques du secteur de la mine Marbridge peuvent être séparées en deux familles distinctes, désignés ultramafique 1 et ultramafique 2. Tout d’abord, les profils des éléments des terres rares pour ces deux familles (Fig. 14A et B) sont plats avec des abondances de moins de 10 fois les chondrites.
Cependant, la famille ultramafique 2 (Fig. 14B) présente un appauvrissement en terres rares lourdes, par rapport à la famille ultramafique 1. Le diagramme du rapport Zr/Y en fonction du Zr (Fig. 14C) démontre bien l’affinité tholéiitique des unités ultramafiques. Pour le diagramme TiO2 vs Zr (Fig. 14D), les valeurs obtenues pour ces roches se distribuent le long d’une droite à pente positive et passant par l’origine, ce qui témoigne du caractère cogénétique des magmas de ces deux sous-groupes ainsi que du caractère « immobile » de ces deux éléments face aux conditions présentes du métamorphisme et de l’altération. Cette droite témoigne également de la présence d’une altération plus ou moins intense au sein de ces deux familles ultramafiques (MacLean et Barrett, 1993). La figure 14E montre la teneur en pourcentage de MgO dans chacun des échantillons ultramafiques récoltés. Il n’y a donc aucun basalte komatiitique sur le secteur de la mine Marbridge. Les quatre échantillons de la famille ultramafique 2 sont des cumulats komatiitiques, soient 3048 A, 3059 A, 3103 A et 297 D. Ces derniers, ainsi que trois autres échantillons sont donc plus riches en magnésium. La figure 14F montre les classifie les komatiites selon leur teneur en Al2O3 et MgO. La limite sur le diagramme est tracée selon Arndt et Lesher (2004). Il est donc observé, sur la figure 14F, que les échantillons de la famille ultramafique 2 sont des komatiites appauvries en aluminium, comme celles qui se trouvent dans la ceinture de Barberton, tandis que la famille ultramafique 1 n’est pas appauvrie en aluminium, comme les komatiites de type Munro.
La famille ultramafique 1 correspond surtout aux roches ultramafiques des blocs SO et NE ainsi qu’à une partie de la bordure du bloc central, tandis que les roches de la famille ultramafique 2 sont toutes localisées dans le bloc central. De plus, selon Sproule et al. (2002), les échantillons ayant une teneur en MgO de plus de 30% pourraient provenir d’une source mantellique dite contaminée, soit par la subduction de roches sédimentaires qui seraient alors incorporés au manteau avant la fusion partielle importante (30-60% de fusion partielle) de celui-ci. Ceci étant dit, les échantillons contenant plus de 30% MgO se situent tous, spatialement, dans le bloc central.
UNITÉS MAFIQUES
Les roches volcaniques mafiques représentent plus de 30% du terrain d’étude (Fig. 11).
Les unités mafiques se présentent en plusieurs bandes dont l’épaisseur varie de 150 m à près d’un kilomètre et elles s’étendent jusqu’à 1,5 km de long. L’unité principale est le basalte coussiné et massif. Ces unités sont en alternance avec les niveaux ultramafiques.
Les basaltes du secteur Marbridge sont localement très déformés et affectés par le métamorphisme (Figs. 15E et 15F) si bien qu’ils pourraient être décrits, selon les localités, comme des amphibolites ou des schistes à hornblende. Ils contiennent, sur quelques affleurements, des phénocristaux de plagioclase de tailles variant entre 2 et 5 mm. La couleur de la roche altérée est gris pâle tacheté blanc et localement gris foncé à verdâtre.
L’un des affleurements au centre du secteur Marbridge exhibe des coussins bien préservés, ceux-ci montrent des bordures chloritisées et rouillées, une zone d’épidotisation massive occupe communément le coeur des coussins (Figs. 15A et 15B). Il a été possible de déterminer à cet endroit une polarité vers le sud grâce à la forme des coussins. Des coussins en forme de molaire (Figs. 15C et 15D) sont aussi localement observés, ce qui pourrait suggérer la proximité d’une charnière de pli (voir chapitre 3). Une forte altération en épidote est observée sur pratiquement l’ensemble des basaltes de la propriété. Cette forte épidotisation pourrait être associée à une altération hydrothermale de type spilitisation communément reconnue dans les environnements des gisements de sulfures massifs volcanogènes ou « SMV » (Galley et al., 2007).
En lame mince, on observe dans les roches mafiques entre 12 et 70% de plagioclase.
Ces derniers sont complètement recristallisés et montrent des formes polygonales. La proportion moyenne de hornblende est de 34% et les minéraux se présentent en cristaux automorphes, comme le montre la figure 16A, témoignant ainsi du grade métamorphique au faciès des amphibolites. Certains échantillons sont plus riches en chlorite (10%), ce qui pourrait suggérer que la chlorite est encore stable ou à la présence d’un métamorphisme rétrograde (voir chapitre 3). La figure 16B montre cette coexistence entre la chlorite et la hornblende. De plus, de la biotite (3%) est observée en amas dans certaines lames. À certains endroits, des plagioclases sont damouritisés (Fig. 16C), leur donnant un aspect trouble, grisâtre au microscope. Des amas de plagioclases recristallisés (Fig. 16D) sont interprétés comme représentant d’anciens phénocristaux.
UNITÉ FELSIQUE
Les roches volcaniques felsiques occupent à peu près 10% du secteur (Fig. 11). Elles forment une bande principale qui peut se suivre sur près d’un kilomètre avec une épaisseur moyenne de 100 m. Cette bande se retrouve principalement à l’est de la route du Nickel, c’est-à-dire au centre sud de la carte (Fig. 11). L’unité felsique est fortement déformée et rubanée. Ce rubanement pourrait correspondre à un litage dans un tuf rhyolitique ou une texture d’écoulement laminaire dans une coulée felsique (« flow banding ») (Fig. 19A et 19B). La couleur en surface altérée est blanc beige et gris pâle en cassure fraîche (Fig. 19C). La granulométrie de l’unité felsique est relativement fine, c’est-à-dire moins de 1 mm. De plus, des grenats sont observés localement, ainsi que de l’épidote. On y retrouve des traces jusqu’à 2% de minéraux opaques tels que la pyrite et la galène.
En lame mince, cette unité est essentiellement composée de quartz dont la proportion varie entre 40 et 60%. Ce dernier est recristallisé. Deux micas, soit la muscovite et la biotite, y sont bien visibles (Fig. 20A et 20B). La proportion de biotite peut varier de 5 à 30% dans certaines lames et pour la muscovite, c’est entre 10 et 30%. Il y a aussi, comme le montrent les figures 20C et 20D, un certain rubanement matérialisé par des concentrations de muscovite. La muscovite et la biotite sont automorphes et cette dernière peut être localement chloritisée. La présence de plagioclase, en lame mince, est relativement mineure, variant de 1 à 15%. Le plagioclase est recristallisé et damouritisé par endroits. L’épidote est aussi présente avec une proportion de 4 à 18%. L’unité felsique présente aussi de 1 à 2% de minéraux opaques, essentiellement de la pyrite. Pour ce qui est des phases mineures, on note la présence de muscovite, de grenat, de microcline et de hornblende.
UNITÉ VOLCANOSÉDIMENTAIRE
Une unité volcanosédimentaire est reconnue au centre de la carte de la figure 11. Cette unité présente un défi au niveau de sa caractérisation si bien que sur le terrain elle a été décrite de manière générale comme un schiste à biotite et hornblende.
L’unité de schiste à biotite et hornblende (Figs. 22A et 22B) représente environ 10% du secteur de la mine Marbridge. Elle correspond à une bande NO-SE qui s’étend sur une longueur d’un kilomètre et peut atteindre 200 m d’épaisseur. Cette unité est à grains fins, à texture granoblastique et se compose d’un mélange de quartz, de feldspath, de biotite et de hornblende. Le rubanement compositionnel rappelle celui du litage dans des roches sédimentaires. Localement, certains affleurements exposent des faciès bien préservés de turbidites (Figs. 22E et 22F). Ces roches se présentent avec une alternance de beige gris et gris bleuté. On y observe également la présence de porphyroblastes de grenats de teinte rosée ainsi que des traces de pyrite. Cette unité était historiquement associée à des roches sédimentaires et des tufs dans les cartographies précédentes (Clark, 1965; Buchan et Blowes, 1968; Giovenazzo, 2000).
Une sous-unité fragmentaire peut être définie. Cette sous-unité fragmentaire fait quelques mètres d’épaisseur, mais peut être suivie sur une centaine de mètres, voir davantage. Les fragments, de nature felsique, constituent de 30 à 50% de la roche dans une matrice de biotite et de hornblende (Fig. 22C et D). Les fragments, ayant une taille plus ou moins variable, allant de 4 cm de long à plus de 10 cm par endroit, sont de composition dacitique à rhyolitique. Cette sous-unité peut être décrite comme un tuf à lapilli/blocs.
En lame mince, la schistosité est bien définie et est principalement marquée par la biotite (Fig. 23A). Comme mentionné plus haut, cette unité contient une sous-unité fragmentaire et il est possible de remarquer la différence entre les deux en lames minces. Le schiste à biotite et hornblende contient en moyenne 45% de quartz, tandis que la sous-unité fragmentaire en contient 29%. Le quartz est complètement recristallisé dans les deux cas.
La proportion de biotite est relativement semblable dans le schiste à biotite et hornblende ainsi que dans la sous-unité fragmentaire, soit en moyenne 20%. Elle est automorphe et parfois disposée de façon aléatoire, mais le plus souvent elle est alignée selon le plan de schistosité. Le pourcentage de plagioclase n’est pas très différent non plus entre le schiste à biotite et hornblende et la sous-unité fragmentaire, il est en moyenne de 14% pour les deux.
La sous-unité fragmentaire contient jusqu’à 60% de hornblende, principalement à l’intérieur de la matrice et essentiellement automorphe, tandis que le schiste à biotite et hornblende présente un maximum de 20% de hornblende automorphe. La figure 23C illustre bien la composition quartzo-feldspathique des fragments, ainsi que la matrice riche en biotite et hornblende de la sous-unité fragmentaire. L’unité contient également entre 2 et 7% d’épidote, cependant, dans une des lames on en a observé jusqu’à 30%. L’épidote se présente sous la forme automorphe et en veines. La proportion de grenat atteint 4% dans le schiste à biotite en général mais peut atteindre 20% dans la sous-unité fragmentaire. Les grenats (Fig. 23B) sont communément allongés selon la fabrique principale et des ombres de pression sont observées à leur extrémité. Ces relations suggèrent une formation contemporaine à l’apogée de la déformation (Zwart, 1962). De plus, entre 1 et 5% de minéraux opaques ont été observés, soient essentiellement de la magnétite et de la pyrite.
Finalement, la chlorite et la muscovite sont présents en abondance mineure dans l’unité volcanosédimentaire.
La lithogéochimie des schistes à biotite et hornblende montre que ces roches ont un héritage provenant de différentes unités présentes sur le secteur de la mine Marbridge, puisqu’elles définissent une suite transitionnelle et même calco-alcaline (Fig. 24). Les roches volcanosédimentaires sont hétérogènes en raison de la présence de lits ou de fragments de composition différentes, ce qui rend l’interprétation des analyses complexes.
C’est pourquoi les diagrammes de la figure 24 sont utilisés à titre indicatif. De plus, d’un point de vue géochimique, il est pratiquement impossible de distinguer la sous-unité fragmentaire, identifiée dans les diagrammes de la figure 24 par les points bleu foncé.
Cependant, le graphique de la figure 24C suggère que la sous-unité fragmentaire est probablement plus altérée que le schiste à biotite et hornblende, puisque les points de la sous-unité sont alignés sur la droite d’altération passant par l’origine. Les éléments des terres rares normalisés aux chondrites (Fig. 24F) décrivent un profil semblable pour tous les échantillons.
INTRUSIONS
Les intrusions représentent moins de 5% du secteur de la mine Marbridge. L’unité
intrusive principale est un gabbro qui peut s’étendre sur 350 m avec une épaisseur d’environ 40 m. Ce gabbro est massif, de granulométrie grossière et devient localement plus folié (Fig. 25). Outre cette intrusion qui a la forme d’un filon-couche, on reconnait une panoplie de dykes de compositions variables et dont les épaisseurs varient du centimètre au mètre. Les dykes présentent des compositions qui varient de mafiques, intermédiaires à felsiques.
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Table des matières
RÉSUMÉ
REMERCIEMENTS
TABLE DES MATIÈRES
LISTE DES FIGURES
LISTE DES TABLEAUX
CHAPITRE 1 MISE EN CONTEXTE ET PROBLÉMATIQUE
1.1 INTRODUCTION
1.2 PROBLÉMATIQUE GÉNÉRALE
1.2.1 Formation des gisements de sulfure de nickel associés aux komatiites
1.2.1.1 Saturation en soufre
1.2.2 Gisements de type Kambalda
1.2.3 Les komatiites
1.3 GISEMENTS DE SULFURES DE NICKEL EN TERRAIN DÉFORMÉ
1.3.1 Déformation et métamorphisme
1.3.3 Remobilisation des sulfures
1.4 PROBLÉMATIQUE SPÉCIFIQUE
1.5 OBJECTIFS
1.6 MÉTHODOLOGIE
1.6.1 Phase de terrain
1.6.1.1 Cartographie sectorielle et détaillée
1.6.1.2 Prise de mesures
1.6.1.3 Échantillonnage
1.6.2 Phase de laboratoire
1.6.2.1 Préparation des échantillons
1.6.2.2 Analyses pétrographiques et géochimiques
1.6.2.3 Numérisation
1.7 GÉOLOGIE RÉGIONALE
1.7.1 Zone Volcanique Sud
1.8 GÉOLOGIE LOCALE
CHAPITRE 2 CARACTÉRISATION DES UNITÉS LITHOLOGIQUES
2.1 INTRODUCTION
2.2 DESCRIPTION PÉTROGRAPHIQUE ET LITHOGÉOCHIMIQUE
2.2.1 Unités Ultramafiques
2.2.2 Unités Mafiques
2.2.3 Unité Felsique
2.2.4 Unité Volcanosédimentaire
2.2.5 Intrusions
2.2.6 Sommaire des descriptions
2.3 ORGANISATION DES UNITÉS LITHOLOGIQUES
2.3.1 Assemblage Ultramafique-Mafique des blocs SO et NE
2.3.2 Assemblage Mafique-Ultramafique-Felsique du bloc central
CHAPITRE 3 GÉOLOGIE STRUCTURALE ET MÉTAMORPHISME
3.1 INTRODUCTION
3.2 DESCRIPTION DES FABRIQUES
3.2.1 Schistosité principale (Sp = S1)
3.2.2 Linéation d’étirement Lé
3.2.3 Clivage de crénulation S2
3.3 PLISSEMENT
3.3.1 Plis P1
3.3.1.1 Affleurement 272 : Komatiite plissée
3.3.2 Plis P2
3.3.2.1 Affleurement 298 : Lave coussinée plissée
3.4 SYNTHÈSE DE LA DÉFORMATION
3.5 MÉTAMORPHISME
CHAPITRE 4 LENTILLE MINÉRALISÉE NO. 1
4.1 DESCRIPTION
CHAPITRE 5 SYNTHÈSE ET DISCUSSION
5.1 SYNTHÈSE DES OBSERVATIONS
5.1.1 Contexte local
5.1.2 Déformation
5.2 DISCUSSION SUR LE PLISSEMENT
5.2.1 Séquence homoclinale vers le NE
5.2.2 Séquence homoclinale vers le SO
5.2.3 Séquence plissée
5.2.4 Grand pli P1
5.3 MINÉRALISATION
5.4 MODÈLE DE FORMATION DU GISEMENT
CHAPITRE 6 CONCLUSIONS
RÉFÉRENCES
ANNEXES
ANNEXE 1 LOCALISATION DES STATIONS
ANNEXE 2 CARACTÉRISTIQUES PÉTROGRAPHIQUES
ANNEXE 3 ANALYSES LITHOGÉOCHIMIQUES
ANNEXE 4 LISTE DES ÉCHANTILLONS
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