Géologie de la Mine East-Sullivan, Abitibi-Est, Val-d'Or, Québec

CHAPITRE V SYNTHÈSE ET DISCUSSION

5.1 SYNTHÈSE DES OBSERVATIONS

Cette section se veut une révision des principales observations présentées dans les précédents chapitres afin de permettre une meilleure compréhension des évènements qui pourraient êtres responsables de la formation des minéralisations cuprifères et zincifères à la mine East-Sullivan.

5.1.1 Contexte local

La mine East-Sullivan est située dans une séquence volcano-sédimentaire précambrienne (Formation de Val-d'Or) caractéristique d'un environnement d'îles en arc (Pilote et al. 1997b). La région est affectée par plusieurs séquences intrusives syn-volcaniques, par exemple les diorites, ainsi que par une intrusion tardi-tectonique majeure, soit le stock de East-Sullivan. Les roches volcaniques de la séquence stratigraphique de la mine East-Sullivan sont caractérisées par la présence de chlorite, d'actinolite et d'épidote, ceci indiquant un métamorphisme qui va du faciès supérieur des schistes verts au faciès des amphibolites (Yardley et al. 1990).

5.1.2 Caractéristiques des roches

Quatre principales unités volcaniques sont spatialement associées à la minéralisation, 1) les volcanoclastites de la Formation de Val-d'Or, 2) les coulées felsiques rhyolitiques massives, 3) les coulées intermédiaires andésitiques et 4) les volcanoclastites felsiques. Les intrusions proches sont la diorite porphyrique de Bourlamaque, le stock de East-Sullivan et le porphyre de East-Sullivan.

Les volcanoclastites de la Formation de Val-d'Or sont de composition intermédiaire transitionnelle à calco-alcaline avec de rares lobes felsiques massifs associés avec des tufs felsiques. La présence des coulées coussinées implique un environnement sous-marin. La haute vésicularité des laves intermédiaires bréchiques peut suggérer des éruptions volcaniques contraintes sous la haute pression hydrostatique d'une colonne d'eau (Gill et al. 1990). Les niveaux volcanoclastiques de la Formation de Val-d'Or résultent probablement de processus pyroclastiques primaires et autoclastiques de remaniement (Scott et al. 1999). L'absence de matrice à certains endroits et la grande taille des fragments (planche 2.1b) laissent penser à une coulée de débris provenant d'une unité massive (McPhie et al. 1993). Les unités de tuf felsiques monomictes, à granoclassements inverses (planche 2.2b) associés avec des dômes sous-marins de lave ou des coulées massives (planche 2.2a) peuvent représenter des unités hyaloclastiques remaniées suivant une dynamique de coulée granulaire (Lowe 1982). L'alternance d'unités massives à granoclassement normal à grains plus ou moins grossiers (K-I-J) avec de minces lits laminaires de faible granulométrie (J-H) suggère un remaniement turbiditique (McPhie et al. 1993). Les lits plus grossiers peuvent correspondre aux lits Ta de traction de la séquence de Bouma (1962), alors que les petits lits semblent indiquer un dépôt de suspension Td. L'ensemble de ces unités volcanoclastiques à cristaux de feldspath est peut-être représentatif des tufs à cristaux qui ont été observés en forage et décrits par Simard (1991).

Les coulées felsiques du secteur de la mine East-Sullivan sont principalement d'affinité calco-alcaline. Généralement massives et aphanitiques, elles présentent peu de structures volcaniques outre celles de rares écoulements laminaires. Les coulées rhyolitiques massives constituent la base de la construction felsique hôte du gisement. La déformation précoce des vésicules indique un léger dégazage des laves alors qu'elles étaient encore en mouvement (McPhie et al. 1993). Il a été proposé par Cas (1978) que même si les coulées felsiques subaériennes montrent un caractère très visqueux et peu mobile, celles qui se mettent en place dans un environnement sous-marin peuvent se comporter de façon fluide et mobile. L'absence de texture volcanique et de phénocristaux (planche 2.5) dans les grandes coulées felsiques soutient aussi une basse viscosité et/ou une haute température (Yamagishi et Dimroth 1985). L'occurrence de petits lobes-coussins felsiques aphanitiques (planche 2.3a) indique aussi une grande fluidité de la lave lors de sa mise en place (McPhie et al. 1993). Le lobe endogène felsique (planche 2.3b) associé aux laves intermédiaires démontre la présence de deux sources pour le matériel volcanique présent à ce niveau.

Les coulées intermédiaires (planche 2.8) sous-jacentes au gisement " footwall " sont d'affinité tholéiitique. La minéralisation se présente parfois au contact entre les coulées intermédiaires et les unités volcanoclastiques felsiques. La séquence stratigraphique des andésites, reconstituée avec plusieurs affleurements, donne du nord au sud : les laves massives, la brèche à fragments vésiculaires, les petits coussins et finalement la brèche de coussins. Selon les faciès volcaniques distaux et proximaux (Dimroth et al. 1978), une polarité vers le sud et un écoulement vers l'ouest peuvent être déduits de façon empirique.

L'encaissant principal de la minéralisation est un ensemble de volcanoclastites felsiques et de lobes rhyolitiques massifs. De composition similaire aux coulées felsiques, quoique plus altérées, les volcanoclastites de East-Sullivan semblent constituer la carapace bréchique d'un centre effusif felsique. Certaines volcanoclastites montrent des évidences de remobilisation alors que d'autres ont des textures de bréchification autoclastique. La forme arrondie des gros lapilli et l'absence de tri à la base de la séquence (figure 2.6) laissent supposer un transport par processus pyroclastique primaire (McPhie et al. 1993). La présence de niveaux lités (Td), et de structures érosives internes (Ei) dans les tufs fins et grossiers lités, qui sont déposés en discordance sur la brèche à fragments jointifs, semble correspondre à une unité S1, tel que décrite par Lowe (1982). L'alternance de lits turbiditiques grossiers massifs (Ta) et lités fins (Td) (planche 2.10 et figure 2.6) et les granoclassements donnent une polarité vers le Sud. Les contacts érosifs et le très bon litage de ces unités volcaniques indiquent un remaniement sédimentaire des dépôts. Les gros blocs massifs qui se trouvent dans la séquence de tufs ne peuvent vraisemblablement pas avoir étés transportés par le même processus qui a mis en place ces tufs lités. Ils sont peut-être le résultat d'effondrement d'un lobe rhyolitique situé à proximité. L'ensemble des volcanoclastites montre une composition similaire au lobe massif sous-jacent. Dans les séquences volcaniques anciennes, le critère le plus efficace pour établir un milieu de mise en place sous-marin pour des coulées felsiques est une proche association spatiale de coulées massives, de hyaloclastites in-situ et de hyaloclastites resédimentées (McPhie et al. 1993).

Les fragments anguleux associés aux les lobes massifs montrent des variations d'orientation dans l'étirement de leurs vésicules, ce qui indique une déformation syn-volcanique par écoulement laminaire. La hyaloclastisation in-situ de lobe felsique massif produit une enveloppe de matériel contenant des fragments juvéniles anguleux et parfois vésiculaires disposés autour d'un coeur cristallin massif à traces d'écoulement laminaire (Pichler 1965; Yamagishi et Dimroth 1985). Lors de processus d'auto-bréchification, le coeur de laves cohérentes fracturées est entouré d'une brèche in-situ qui se transforme progressivement en matériel clastique peu ou non remanié (De Rosen-Spence et al. 1980). Les clastes de l'enveloppe externe sont généralement monomictes, se supportent, ont peu de matrice et sont mal triés (Allen 1988).

La construction de ce petit édifice volcano-sédimentaire en cinq faciès semble s'être fait autour du lobe felsique massif et de son enveloppe de brèche autoclastique (Pichler 1965). Les contacts érosifs qui sont nombreux sur l'affleurement permettent de déduire la séquence de mise en place suivante : 1) les tufs à lapilli porphyriques à feldspath, 2) le lobe massif partiellement extrusif et son enveloppe bréchique, 3) les tufs à blocs vésiculaires mal lités et peu remaniés, et 4) érosion partielle de l'édifice et mise en place de la suite litée granoclassée de tufs fin et de tufs à lapilli.

Du côté des roches intrusives de East-Sullivan, la chronologie proposée est soutenue par l'altération et les datations. Une forte altération de chlorite et une composition proche de celles des coulées intermédiaires indiquent que la diorite de Bourlamaque est fort probablement syn-volcanique, mais post-minéralisation de par l'absence de traces de sulfures à l'intérieur. Le stock de East-Sullivan est quant à lui nettement post-tectonique, tout comme le porphyre de East-Sullivan, ce dernier ayant été daté très précisément par la méthode radiogénique U-Pb sur zircon à 2684 +/-1 Ma par Pilote et al. (1999a). Le pluton qui est discordant dans l'édifice de la Formation de Val-d'Or est en contact direct avec les coulées felsiques de East-Sullivan (affleurement 97-SL-1068) et recoupe le gisement sur toute sa partie est (figure 2.3 et 2.4). Une bonne partie du gisement semble avoir été tronquée par la mise en place du pluton, mais l'importance de cette soustraction est impossible à évaluer. Des enclaves de sulfures massifs ont été identifiées à l'intérieur de celui-ci près de sa bordure (Assad 1958; Simard 1991). Ces zones de sulfures dans le pluton constituent fort probablement les restes non assimilés de lentilles appartenant à l'origine au gisement de East-Sullivan. L'association de toutes les intrusions avec le gisement est fortuite. La présence de ces unités intrusives est sans impact au point de vue de la mise en place de la minéralisation. Cependant, la transformation de l'assemblage métamorphique et la recristallisation complète des sulfures massifs est le produit de leur présence.

5.1.3 Lithogéochimie

Les signatures géochimiques des laves de East-Sullivan, qu'elles soient faites avec des éléments traces ou avec des ÉTR, correspondent particulièrement bien avec celles de la Formation de Val-d'Or et de Héva (Desrochers et al. 1996; Pilote et al. 1997b; Scott et al. 2002). Les unités volcanoclastiques ont généralement un champ de composition des éléments majeurs plus vaste que les unités massives. Par contre, au niveau des éléments traces, ces unités présentent des teneurs avec la même tendance. Cette similarité entre les tufs et les rhyolites confirme le lien génétique existant entre les deux lithologies observées en affleurement (figure 2.5). Le diagramme multi-éléments des laves calco-alcalines montre des anomalies négatives en Nb, Ta et Ti, indicatrices d'un environnement tectonique de zone de subduction (Feng et Kerrich 1992). Les minéraux accessoires contenant le titane (rutile, sphène) sont réfractaires à la fusion partielle et retiennent ces éléments dans la source magmatique (Foley et Wheller 1990).

Lorsque comparées avec les laves intermédiaires de surface, les unités plus mafiques retrouvées en forage sous le gisement montraient une composition différente (figure 3.2b) dans le domaine des éléments traces. Par contre elles sont génétiquement non distinguables (figure 3.4a). Les unités mafiques dans les forages pourraient être des dykes nourriciers de la Formation de Héva. Les plus faibles teneurs des éléments du groupe des terres rares dans les roches intermédiaires (figure 3.5) suggèrent un fractionnement de la hornblende (Arth et Barker 1976). Cette composition s'apparente beaucoup plus aux valeurs généralement observées dans la Formation de Héva (Pilote et al. 1997b). Comme ces laves coussinées sont enclavées dans les rhyolites calco-alcalines de la Formation de Val-d'Or, elles sont donc la première occurrence stratigraphique de la Formation de Héva. La transition entre les formations de Val-d'Or et de Héva, qui se trouve au niveau de l'interface de la mine, est progressive avec des événements calco-alcalins et tholéiitiques interlités. Le diagramme multi-éléments des laves intermédiaires présente un profil plat avec des teneurs d'ordre comparable pour tous les éléments. Ce spectre d'éléments incompatibles correspond à celui d'une source tholéiitique (Wilson 1989).

5.1.4 Altération

Quatre principaux types d'altérations hydrothermales ont été reconnus pétrographiquement : la séricitisation, la chloritisation, la carbonatisation et la silicification. Deux assemblages minéralogiques métamorphiques sont surimposés à ceux d'origine hydrothermale, la biotitisation et l'épidotisation. Aucune zone importante d'altération ou de lesivage apparent, en forme de cheminée ou subconforme, n'a été observée autour du gisement.

La séricitisation est présente dans les roches felsiques sous la forme de petites paillettes dispersées dans la matrice quartzo-feldspathique. Elle est aussi présente en accumulations plus importantes autour des phénocristaux de feldspath qu'elle attaque préférentiellement. La séricitisation est l'étape initiale d'altération hydrothermale des laves felsiques.

La chlorite est présente sous deux formes, disséminée à massive dans la roche et en veinules. Dans ce dernier cas, elle est associée à l'épidote. La chlorite disséminée a une présence importante dans toutes les laves. Elle se présente sous forme d'ilôts gloméroporphyriques qui remplacent les minéraux ferromagnésiens. La chlorite massive est présente uniquement dans la gangue du minerai où associée au quartz et à la séricite cet assemblage remplace complètement la minéralogie initiale de la roche. Les veinules de chlorite-épidote montrent une zonation claire, avec la chlorite sur les parois et l'épidote au centre. Cette zonation démontre l'évolution graduelle des fluides ou la réactivation des fractures par une autre génération de fluides. La figure 4.1b compare les résultats moyens des analyses avec d'autres études des chlorites de gisements de sulfures massifs volcanogènes de l'Abitibi. Les chlorites montrent une augmentation du rapport Fe/(Fe+Mg) lorsqu'elles sont associées successivement à de la minéralisation disséminée (1081-B1), semi-massive (SL-E) et massive (SL-F). Ces résultats de East-Sullivan sont similaires à ceux observés dans les gisements de Coniagas (Doucet et al. 1998) et de Horne (MacLean et Hoy 1991). Les analyses de pycnochlorite à haute teneur en silicium qui proviennent de l'échantillon 1029-A indiquent probablement une origine métamorphique. Cet affleurement est situé à plus de 40 m du gisement loin de toute trace de minéralisation.

La silicification est observée visuellement dans les vésicules des volcanoclastites et dans les coulées felsiques massives. L'étude au microscope montre aussi sa présence importante au niveau de la gangue associée directement à la minéralisation. Sa présence est aussi confirmée par des gains de silice importants au niveau de l'encaissant de la mine. Malheureusement sa présence dans le " cap-rock " de la mine ne peut pas être vérifiée par manque d'exposition.

La carbonatation affecte surtout les volcanoclastites et les coulées intermédiaires près du gisement. Le carbonate présent à East-Sullivan semble de toute évidence secondaire à la minéralisation, car il remplit surtout les cavités laissées libres par la silice et les autres minéraux d'altération. L'hypothèse la plus probable pour expliquer la disparition des carbonates, pour ne laisser par endroits que des vésicules vides, est encore une fois imputable au pluton East-Sullivan et à son auréole de métamorphisme de contact. Le rayon d'influence du métamorphisme de contact de cette intrusion peut atteindre 500 m. À l'intérieur de cette zone, une partie importante des assemblages d'altération initiaux, soit la séricite, l'ankérite, la chlorite, les plagioclases et les amphiboles ont été transformés en tout ou en partie en biotite et en épidote sous un métamorphisme du grade des amphibolites. De plus, la majorité des échantillons analysés à l'intérieur de cette auréole montrent à l'analyse une perte au feu quasi nulle, cette dévolatilisation des roches entourant le pluton étant le résultant de cet événement métamorphique ponctuel.

5.1.5 Minéralisation

À East-Sullivan, la minéralisation était présente sous les formes disséminées, massives et en réseaux de fractures. Les deux principaux assemblages de minerai sont 1) chalcopyrite-pyrrhotite (pyrite) et 2) sphalérite-pyrite. Un mélange de ces deux assemblages existe pour donner celui de chalcopyrite-pyrrhotite-pyrite-sphalérite. Ces trois types de minéralisations représentant l'ensemble du minerai qui fut exploité à la mine East-Sullivan.

La présence de deux lapilli de sulfures semi-massifs dans les volcanoclastites felsiques (planche 2.12b) suggère fortement que la mise en place des tufs grossiers et des tufs à lapilli de cette zone est contemporaine à une phase de minéralisation. Par contre, l'absence d'autres minéralisations de sulfures massifs volcanogènes dans les environs immédiats permettent de croire à une provenance proximale.

L'assemblage de haute température soit chalcopyrite-pyrrhotite (pyrite) domine en volume. Les lentilles sont généralement concordantes aux unités de tufs et de laves felsiques. Les textures colloformes primaires sont très mal conservées à l'intérieur de cette minéralisation. Cette minéralisation est généralement associée à une altération en silice-chlorite-séricite.

Dans la pyrite colloforme, la présence de diverses couches à structures différentes, de faible variation de couleur ou du dépôt d'autres minéraux entre les couches traduisent les changements physico-chimiques du fluide minéralisateur ou des conditions de précipitation. Ces changements indiquent différentes périodes de minéralisation successives. Les porphyroblastes de pyrite étoilés indiquent une relation d'intercroissance entre la pyrite et la gangue (Ramdohr 1980; Craig et Vaughan 1981), ce qui représente probablement une cristallisation synchrone entre les deux. Il se peut que les inclusions et les vides dans les parties internes des grains de pyrite soient en fait le résultat de l'inversion de marcassite primaire en pyrite. L'inversion de marcassite en pyrite est caractérisée par une perte de volume qui est responsable de nombreux vides observés dans la pyrite finale (Murowchick 1992). L'autre possibilité est que les impuretés présentes sous forme d'inclusions résultent de la précipitation conjointe et du remplacement subséquent des différentes phases de sulfures (Deer et al. 1992).

L'assemblage de basse température sphalérite-pyrite recoupe le premier assemblage et est discordant aux unités encaissantes. Aucune texture primaire n'a été observée dans cet assemblage. Le recoupement des deux assemblages dans la lentille B donne l'assemblage à quatre sulfures. Les analyses à la micro-sonde du contenu en fer des sphalérites donnent des hautes températures de formation. Cette minéralisation est généralement associée à une altération de chlorite.

La texture à rubannement peut être d'origine syn-dépositionnelle ou tectonique. La forte recristallisation des sulfures en interdit la détermination. Les exsolutions de chalcopyrite dans la sphalérite sont associées au phénomène de la " chalcopyrite disease " (Barton et Bethke 1987). L'abondance de gangues résiduelles dans les sulfures massifs laisse entrevoir une précipitation de sulfures moins intense et un remplacement incomplet de la roche initiale. Les faciès à sphalérite (figure 1.7) sont d'ailleurs associés à la phase initiale de développement des systèmes de sulfures massifs volcanogènes (Lydon 1984b).

Les sphalérites avec un faible contenu en fer caractérisent habituellement les phases hydrothermales de basse température (Hannington et Scott 1988). Les teneurs en fer des sphalérites de East-Sullivan semblent à première vue en contradiction avec les résultats habituellement observés dans les gisements de zinc abitibiens (Doucet et al. 1998). Ces gisements montrent généralement de faibles teneurs de fer dans les sphalérites associées à de la pyrite, alors que les sphalérites qui accompagnent la chalcopyrite incorporent plus de fer dans leur structure.

5.1.6 Paragénèse des sulfures

Les étapes successives de précipitation et de recristallisation des sulfures vont affecter leurs textures et leurs compositions en concentrant les métaux dans des minéraux distincts (Edwards 1954; Craig et Vaughan 1981). La séquence paragénétique et l'abondance relative des différents sulfures est présentée à la figure 5.1. Le développement de la minéralisation à la mine East-Sullivan semble s'être fait en deux étapes.

Figure 5.1 : Séquence paragénétique et abondance relative de la minéralisation.

La première phase de minéralisation est concordante avec les unités felsiques encaissantes. Au début, les fluides moins chauds produisent de la sphalérite et de la marcassite colloformes. Plus tard au moment du métamorphisme, cette marcassite sera inversée en pyrite et la sphalérite recristallisée. Avec l'augmentation de la température du système, la période principale de la minéralisation en sulfures massifs volcanogènes s'établit avec la précipitation de la séquence minérale sphalérite, pyrite, chalcopyrite et pyrrhotite. Cette minéralisation initiale caractérise les grosses lentilles à dominance chalcopyrite-pyrrhotite (pyrite).

La seconde phase de minéralisation suite à l'interruption du système met en place les lentilles à dominance sphalérite-pyrite. Le système hydrothermal associé à la deuxième phase de minéralisation n'a pas eu l'importance nécessaire à son évolution vers les phases minérales de température supérieure telles que la chalcopyrite et la pyrrhotite. Ces lentilles, discordantes (figure 2.3) avec les unités lithologiques volcaniques ainsi qu'aux lentilles de la première phase de minéralisation soutiennent un changement dans le régime minéralisateur et dans l'environnement du gisement. L'intersection des lentilles de la seconde phase avec celles de la première phase est probablement à l'origine de la minéralisation à assemblage mixte (planche 4.13).

Par la suite, un événement métamorphique local de niveau amphibolite supérieur, associé à la mise en place du stock de East-Sullivan, va recristalliser la majorité des sulfures. Une partie des sulfures était cependant déjà recristallisée avant l'avènement de cet évènement métamorphique. Les grains de pyrite idiomorphe isolés dans des plages plus riches de chalcopyrite (planche 4.12) sont le produit textural de l'enrichissement minéralogique normal d'un système de sulfures cuprifères (Edwards 1954). Ce phénomène, nommé raffinage de zone, est produit par les phénomènes de recristallisation et d'enrichissements successifs lors du dépôt des différentes espèces de sulfures.

5.2 RELATION ENTRE LES ÉLÉMENTS OBSERVÉS

La totalité de la minéralisation est incluse dans un ensemble de roches volcaniques à textures variées mais à dominance bréchique. Cette nature hétérogène de la roche encaissante est idéale pour permettre l'instauration et la focalisation de l'écoulement des fluides au travers de toute la séquence (Paulick et McPhie 1999).

La présence de lapilli de sulfures disséminés dans l'empilement de volcanoclastites montre le caractère synvolcanique de la minéralisation. Il peut également y avoir eu dépôt des sulfures par remplacement directement sous le fond océanique.

Les altérations de séricite, chlorite, silice, carbonate et même l'épidote sont des composantes généralement associées avec la minéralisation de type sulfures massifs volcanogènes (Thompson et Thompson 1996). Les échantillons de gangue contenus à l'intérieur des sulfures massifs de East-Sullivan sont tous dominés par la chlorite. La chlorite est généralement associée aux cheminées d'altération ou de recharge. Elle forme généralement l'enveloppe proximale au gisement. Toutes les autres roches proximales au gisement sont dominées par une altération riche en épidote métamorphique. Les échantillons provenant de l'intérieur des lentilles de sulfures massifs en ont très peu. Probablement parce qu'il n'y avait que très peu de carbonates pour se transformer en épidote à l'intérieur même des sulfures massifs.

Les textures colloïdales caractérisent la période initiale de la minéralisation (Koski et al. 1984) et indiquent la mise en place en régime exhalatif à basses températures (Münch et al. 1999). La pyrite colloforme est typiquement retrouvée dans des dépôts formés à plus basse température. Des températures de formation de 100°C ont été rapportées pour des griffons actifs récents qui précipitent de la marcassite colloforme (Ames et al. 1993). Ces textures sont généralement considérées comme représentatives d'une précipitation précoce produite par le mélange des fluides hydrothermaux chauds avec l'eau de mer froide.

Les minéralisations riches en cuivre apparaissent à la dernière étape de chauffage du système (Franklin 1993). La présence de chalcopyrite indique un système hydrothermal mature et à haute température (Lydon 1984b). Le minerai riche de East-Sullivan est composé de chalcopyrite massive avec des grains de pyrite idiomorphe isolés. Cet assemblage est typique du minerai jaune du type Kuroko (Craig et Vaughan 1981). En général, la mise en place des minéralisations de type sulfures massifs volcanogènes est caractérisée par des gisements riches en zinc sous la barre des 300°C et riches en cuivre en haut de cette température (Hannington et Scott 1988). Par contre, ces minéralisations se surimposent l'une sur l'autre lors de l'évolution normale d'un gisement de sulfures massifs volcanogènes. Il y a remplacement, dissolution et recristallisation tout au long de l'enrichissement de la minéralisation de son coeur vers l'extérieur (Lydon 1984a).

La minéralogie initiale peut aussi être inversée, recristallisée ou altérée par les fluides tardifs ou par l'entrée d'eau de mer lors du déclin ou l'effondrement du système hydrothermal (Tivey et Delaney 1986). Cette hypothèse est écartée à la mine East-Sullivan par suite d'un recouvrement probablement rapide du système hydrothermal par les laves de la Formation de Héva. Les textures primaires ainsi que la composition peuvent finalement être radicalement transformés lors d'un métamorphisme ponctuel ou régional.

Les hautes températures de formation des sphalérites, indiquées par nos analyses, sont peut-être le résultat de leur réinitialisation par recristallisation lors d'un événement métamorphique important. Généralement, la sphalérite des dépôts de sulfures massifs volcanogènes cuprifères, montre des changements rétrogrades importants lorsque ces gisements sont métamorphisés (Scott 1983). De plus, la sphalérite en se recristallisant pour atteindre un état stable exsolve son fer excédentaire, ce qui a pour effet de changer sa composition chimique en formant des cristaux de pyrite idiomorphe isolés dans celle-ci (planche 4.7b). Ces phénomènes réactionnels sont plausibles dans le contexte où plusieurs phases de minéralisation et une forte recristallisation affectent la majorité des faciès minéralisés de East-Sullivan.

L'absence de cheminée d'altération à la surface correspond géométriquement avec la présence dans les niveaux inférieurs de minéralisation en filonnets. La zone de décharge des fluides minéralisateurs doit donc se trouver en profondeur sans exposition.

Les premières laves andésitiques tholéiitiques qui sont situées sous le gisement sont ensuite recouvertes par l'évolution continue de l'édifice felsique. La minéralisation va ensuite se mettre en place principalement dans les volcanoclastites felsiques. Cette interdigitation des coulées felsiques et intermédiaires montre que le gisement s'est mis en place au sommet de la Formation de Val-d'Or, avant son recouvrement par la Formation de Héva. Du point de vue paléogéographique, la région passe d'un régime où il y construction des édifices volcaniques de la Formation de Val-d'Or à un nouveau régime en extension caractérisé par la Formation de Héva (Pilote et al. 1999b; Scott et al. 2002).

La minéralisation de East-Sullivan s'est mise en place par l'action de deux systèmes distincts. Le premier a un cycle de vie complet, il se développe en passant de basses à de hautes températures. Ce premier système est caractérisé principalement par son assemblage minéralogique final de hautes températures de chalcopyrite-pyrrhotite (pyrite) dans les lentilles concordantes. Un second système, moins efficace, uniquement de basse température remplace ensuite le premier. Il est identifiable par sa minéralisation discordante en sphalérite-pyrite. Un arrêt et une reprise de l'alimentation en chaleur mais surtout de l'alimentaion en fluide est nécessaire pour expliquer ce changement. La mise en place d'une nouvelle couche de lave étanche, qui bloque dans un premier temps l'apport en fluide, peut constituer un frein efficace à la minéralisation.

Un milieu volcanique actif en extension comme celui de la Formation de Héva produit et réactive de nombreuses failles syn-volcaniques (Morton et al. 1991). Les couches mafiques de la Formation de Héva, initialement étanches à l'infiltration de l'eau, deviennent probablement sujettes à la fracturation par ces mêmes failles. Un système hydrothermal peut alors se reconstruire avec ses points de focalisation empruntant ces conduits préférentiels, soit les vieilles failles d'alimentation du premier système hydrothermal.

Deux éléments peuvent expliquer la perte de puissance et la faible température du nouveau système hydrothermal, qui ne réussit qu'à précipiter de la sphalérite et de la pyrite. Le premier est que le système de canalisation des fluides devient moins efficace et s'enfonce plus profondément sous la croûte océanique, ceci en raison de l'ajout de nouvelles couches de laves. Ce système amène moins de fluides et ne réussit pas à maintenir la température. Le second est la diminution partielle de l'intensité de la source de chaleur suite à des changements tectoniques ou en raison de son extinction progressive naturelle. Selon l'âge des différentes formations (Pilote et al. 1999b), le temps entre la mise en place des deux systèmes doit nécessairement être de moins d'un million d'années. Ce faible délai n'est pas suffisant pour le refroidissement d'une intrusion sub-volcanique (Gibson et al. 1997), donc l'hypothèse de la disparition de la source de chaleur est à écarter.

5.3 MODÉLISATION

5.3.1 Sulfures massifs volcanogènes

Outre une source de métaux, les gisements de type sulfures massifs volcanogènes nécessitent une source de chaleur comme moteur, une alimentation continue en fluides et des structures ou failles qui permettent de focaliser la sortie de ces fluides. Leur mise en place est caractérisée par une cheminée discordante de sulfures massifs en filonnets et des lentilles massives, lités ou non, plus ou moins concordante à la stratification. Ces sulfures massifs sont la plupart du temps zonés, selon la température de mise en place. Les altérations autour des gisements de type Noranda sont en ordre d'éloignement du coeur du système vers l'encaissant : chlorite-ferrifère et magnésienne, séricite et quartz.

Le contexte tectono-stratigraphique occupé par ces minéralisations peut être varié, mais les gisements archéens sont restreints à deux types seulement : bimodal-mafique dominant et bimodal-felsique dominant. La séquence stratigraphique dominée par les unités mafiques intermédiaires tholéiitiques et l'encaissant felsique calco-alcalin caractérise le type bimodal-mafique, lequel représente bien le gisement de East-Sullivan. Des gisements caractéristiques de cette classe sont ceux du camp minier de Noranda.

5.3.2 Intégration et interprétation des données

À partir des observations et constatations précédentes, il est possible de proposer un modèle de mise en place pour le gisement de East-Sullivan.

La Formation de Val-d'Or représente un ensemble de constructions volcaniques constituées de plusieurs centres effusifs ayant pu atteindre près de 4 km d'épaisseur aux environ de 2703 Ma. C'est à ce moment que la première étape de mise en place du gisement de East-Sullivan se déroule, soit le début de l'édification d'un édifice felsique (figure 5.2a) avec des soubresauts mafiques. La source inconnue des coulées felsiques de East-Sullivan est probablement aussi située à l'emplacement du stock de East-Sullivan. Les lobes felsiques initiaux produisent une épaisse séquence de volcanoclastites dans le secteur de East-Sullivan. Ce n'est cependant pas avant l'atteinte d'une taille décamétrique que le dôme felsique peut produire et accumuler une quantité suffisante de matériel volcanoclastique pour permettre l'isolation du futur système hydrothermal.

Figure 5.2a : Modèle de mise en place du gisement de East-Sullivan.

Les processus autoclastiques notés à petite échelle (figure 2.5) sont également visibles à grande échelle (figure 2.3). Les unités felsiques, considérées à l'échelle de la mine, montrent un coeur massif entouré de brèches autoclastiques et de sédiments remaniés à la périphérie. Le mélange hétérogène, au niveau des brèches autoclastiques, facilite la mise en place de conduits hydrothermaux et l'augmentation en température de l'amoncellement de dépôts de volcanoclastiques.

Lorsqu'une température suffisante est atteinte, les premières minéralisations de pyrite colloforme de basses températures commencent à se déposer à l'intérieur des unités volcaniques autoclastiques (figure 5.2b). Avec le temps, des phases minéralisées de pyrite et de sphalérite sont graduellement déposées puis enrichies et remplacées par les assemblages de hautes températures à chalcopyrite-pyrrhotite (pyrite) (figure 5.2c). À cette étape, les lentilles suivent la paléopente de la construction volcanique car le front de précipitation garde toujours la même distance avec l'eau froide de l'océan. L'importante alimentation en eau de recharge permet de créer un systèmehydrothermal efficace qui a tôt fait de se canaliser le long de failles syn-volcanique perpendiculaires à la stratigraphie (planche 4.2). La zone discordante d'altération en silice colmate la majorité de l'édifice felsique sous-jacent et réduit la porosité sous le système hydrothermal, ce qui augment l'efficacité des conduits hydrothermaux déjà en place.

Figure 5.2b : Modèle de mise en place du gisement de East-Sullivan.

Figure 5.2c : Modèle de mise en place du gisement de East-Sullivan.

Moins de 1 Ma après le début du système le démembrement de l'arc volcanique de la Formation de Val-d'or se produit (Scott et al. 2002). Le régime volcanique de la région est alors remplacé par un régime d'extension et plusieurs dizaines de mêtres de coulées basaltiques de la Formation de Héva engloutissent le site du gisement de East-Sullivan (figure 5.2d). Initialement la couverture partielle du gisement par les laves de la Formation de Héva a probablement été bénéfique. En effet, l'ajout d'un couvercle au système favorise la rétention de la chaleur et le raffinage des sulfures par remplacement. La teneur en cuivre augmente et la grosseur des lentilles aussi. Cependant, l'ajout d'une trop grande quantité de laves au-dessus a probablement étouffé le système en fermant les points de recharge en eau de mer.

Figure 5.2d : Modèle de mise en place du gisement de East-Sullivan.

Ce n'est que plus tard que le second système à sphalérite-pyrite, de plus faible température et de moindre efficacité, à du se mettre en place. La réactivation de failles syn-volcaniques a permis le retour de l'alimentation en fluides. La minéralisation de ce système indépendant du premier recoupe par endroits les lentilles de chalcopyrite-pyrrhotite (pyrite) de première génération. Les lentilles sont aussi discordantes par rapport à la majorité des unités volcaniques de la mine, qui ne représentent plus l'interface avec l'eau. Ce deuxième système n'est pas aussi performant que son prédécesseur et ne développe qu'une minéralisation de faible volume (tableau 4.3).

Plus tard, autour de 2684 Ma, le stock de East-Sullivan se met en place en éliminant et digérant la partie Est du gisement. La présence de cette intrusion tardive a aussi pour effet de recristalliser la majorité de la minéralisation et de métamorphiser les divers assemblages d'altération. Sa forte suceptibilité magnétique masque aussi à l'échelle régionale la présence du gisement de East-Sullivan. Suite au basculement qui affecte cette région, le gisement est verticalisé et une autre partie de la minéralisation est enlevée par l'érosion pour ne laisser que 16 Mt de minerai sur un total initial inconnu.

5.3.3 Implications pour l'exploration

Des trois points de base de l'exploration des sulfures massifs volcanogènes, soit la présence d'eau de mer, une structure tectonique focalisante et une source de chaleur, seul le premier a des évidences encore visibles sur le site de la mine East-Sullivan. L'exploration pour les sulfures massifs volcanogènes dans une région comme Val-d'Or ne doit donc pas se restreindre aux endroits qui présentent ces trois caractéristiques.

L'événement de minéralisation qui a mis en place la mine East-Sullivan se situe à un endroit et une époque particulière tous deux reliés. Le lieu est l'édifice volcanique felsique calco-alcalin qui surmonte une série d'unités volcanoclastiques litées de composition intermédiaire. Cet édifice felsique est ensuite submergé par une série de coulées mafiques coussinées tholéiitiques. C'est à ce point que l' " endroit " se confond avec le " moment ".

La transition entre la Formation de Val-d'Or et la Formation de Héva marque l'emplacement de la mine East-Sullivan. Il semble qu'il y ait eu un hiatus dans l'activité volcanique permettant le développement du système hydrothermal de la mine East-Sullivan. Le développement des unités de la Formation de Héva réactive énergiquement un volcanisme rendu en phase terminale.

Au point de vue de l'exploration à l'échelle régionale, la reconnaissance des édifices felsiques, situés près ou sur l'interface des Formations de Val-d'Or et de Héva s'avère d'un grand intérêt. Il est possible qu'un ou plusieurs épisodes de circulation de fluides minéralisateurs ou de remobilisation des minéralisations pré-existantes aient suivi les structures associées à la mise en place de ces édifices felsiques.

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