Caractérisation des roches encaissantes du dépôt de Fe-Ti ...bibvir2.uqac.ca/archivage/travaux/030373760/PFE_JPA_FINAL.pdf · Figure 49 : Cartographie à la micro XRF de la lame

CARACTÉRISATION DES ROCHES ENCAISSANTES DU DÉPÔT DE FE-TI-P DE LA

ZONE PAUL, SECTEUR DU LAC À PAUL, SUITE ANORTHOSITIQUE DU LAC-SAINT-

JEAN, QUÉBEC, CANADA

Par :

Jean-Philippe Arguin

Mémoire présenté dans le cadre du cours :

Projet de fin d’études

(6 GLG 604)

Université du Québec à Chicoutimi

Décembre 2012

Caractérisation des roches encaissantes du dépôt de Fe-Ti-P de la Zone Paul

Mémoire de PFE : Jean-Philippe Arguin Page ii

Table des matières Liste des figures .............................................................................................................................. iv

Liste des tableaux ............................................................................................................................ v

Résumé ........................................................................................................................................... vi

Remerciements .............................................................................................................................. vii

Liste des abréviations et des symboles ......................................................................................... viii

1 – Introduction ............................................................................................................................... 1

2 – Problématique ............................................................................................................................ 1

3 – Localisation ............................................................................................................................... 1

4 – Géologie .................................................................................................................................... 2

4.1 – Géologie régionale.............................................................................................................. 2

4.2 – Géologie de la propriété du Lac à Paul............................................................................... 3

5 – Méthodologie ............................................................................................................................. 5

5.1 – Descriptions pétrographiques ............................................................................................. 5

5.1.1 – Descriptions mégascopiques ....................................................................................... 5

5.1.2 – Descriptions microscopiques ....................................................................................... 5

5.1.3 – Classification des échantillons..................................................................................... 5

5.2 – Cartographie à la microfluorescence-X (XRF) .................................................................. 6

6 – Descriptions pétrographiques .................................................................................................... 8

6.1 – Les roches anorthositiques : leucotroctolites, leuconorites, norite et gabbros à amphibole 8

6.1.1 – Les textures des roches anorthositiques ....................................................................... 8

6.1.3 – Leucotroctolites ......................................................................................................... 12

6.1.4 – Leuconorites et norite ................................................................................................ 17

6.1.5 – Gabbros à amphibole ................................................................................................. 24

6.2 – Les pyroxénites : mélagabbronorite et webstérite à oxyde de Fe-Ti ................................ 28

6.3 – Les péridotites nelsonitiques ............................................................................................ 31

6.4 – Les roches dioritiques : granodiorite, monzodiorites et diorite à quartz .......................... 33

7 – Géochimie des éléments majeurs ............................................................................................ 44

7.1 – Cartographie des éléments majeurs à la microflurescence-X (XRF) ............................... 44

7.2 – Éléments majeurs sur roche-totale .................................................................................... 47

7.2.1 – Particularités géochimiques des roches anorthositiques minéralisées par rapport aux

roches anorthositiques stériles ............................................................................................... 47

8 – Discussion ............................................................................................................................... 50

8.1 – Étude pétrographique des roches anorthositiques ............................................................ 50

8.2 – Étude géochimique des roches anorthositiques ................................................................ 52

9 – Conclusions et recommandations ............................................................................................ 53

10 – Références ............................................................................................................................. 55


Mémoire de PFE : Jean-Philippe Arguin Page iii

Annexe 1 : Localisation des échantillons ...................................................................................... 56

Annexe 2 : Composition modale et synthèse pétrographique des échantillons ............................. 57

Annexe 3 : Classification des échantillons .................................................................................... 62

Annexe 4 : Estimation de la composition modale des roches dioritiques (Analyses à la micro

XRF) .............................................................................................................................................. 64

Annexe 5 : Analyses ME-XRF06 des éléments majeurs ............................................................... 66


Mémoire de PFE : Jean-Philippe Arguin Page iv

Liste des figures

Figure 1 : Carte de localisation de la propriété du Lac à Paul ............................................................. 2

Figure 2 : Carte géologique du secteur du Lac à Paul ......................................................................... 4

Figure 3 : Localisation des forages de la Zone Paul ............................................................................ 6

Figure 4 : Texture protoclastique ........................................................................................................ 9

Figure 5 : Texture porphyroclastique ................................................................................................ 10

Figure 6 : Amas d’oxydes de Fe-Ti formé de magnétite, d’ilménite et de spinelle........................... 12

Figure 7 : Amas d’ilménite en contact avec un amas d’apatite ......................................................... 12

Figure 8 : Leucotroctolite (Échantillon : H901084) .......................................................................... 13 Figure 9 : Coronites autour d’olivine et d’oxydes de Fe-Ti dans une leucotroctolite ....................... 14 Figure 10 : Transformation d’une olivine en symplectite d’orthopyroxène et de magnétite ............ 14

Figure 11 : Leucotroctolite (Échantillon : M072326) ....................................................................... 15 Figure 12 : Bordures de plagioclase suturées et olivine coronitique dans une leucotroctolite .......... 16 Figure 13 : Olivine coronitique dans une leucotroctolite .................................................................. 16

Figure 14 : Leuconorite (Échantillon : K338876) ............................................................................. 17

Figure 15 : Coronite autour d’oxyde de Fe-Ti dans une leuconorite ................................................. 18

Figure 16 : Coronite autour d’orthopyroxène dans une leuconorite .................................................. 19

Figure 17 : Leuconorite (Échantillon : H901280) ............................................................................. 20

Figure 18 : Couronne d’amphibole vermiculaire en symplectite avec plagioclase ........................... 21

Figure 19 : Norite (Échantillon : H901294) ...................................................................................... 22

Figure 20 : Orthopyroxènes en mosaïque coronitique dans une norite ............................................. 23 Figure 21 : Symplectite de magnétite et d’orthopyroxène dans une norite ....................................... 23 Figure 22 : Exsolutions de pentlandite dans de la pyrrhotite ............................................................ 23

Figure 23 : Gabbro à amphibole (Échantillon : H900833) ................................................................ 24

Figure 24 : Hornblende et cummingtonite dans un gabbro à amphibole ........................................... 25

Figure 25 : Gabbro à amphibole (Échantillon : M072279) ............................................................... 26

Figure 26 : Amas d’oxydes de Fe-Ti et amas d’apatite dans un gabbro à amphibole ....................... 27

Figure 27 : Mélagabbronorite (Échantillon : M072414) ................................................................... 28

Figure 28 : Orthocumulat de pyroxènes avec plagioclase et ilménite interstitiels ............................ 29

Figure 29 : Exsolutions de rutile-ilménite dans une augite ............................................................... 29

Figure 30 : Webstérite à oxydes de Fe-Ti (Échantillon : M072407) ................................................. 30

Figure 31 : Orthocumulat de pyroxènes avec amas d’oxyde de Fe-Ti interstitiels ........................... 31

Figure 32 : Métapéridotite nelsonitique (Échantillon : M072065) .................................................... 32

Figure 33 : Olivines et pyroxènes pseudomorphisés dans une métapéridotite nelsonitique ............. 33

Figure 34 : Altération de rutile et de titanite sur un grain d’ilménite ................................................ 33

Figure 35 : Granodiorite (Échantillon : H901142) ............................................................................ 34

Figure 36 : Texture granulaire dans une granodiorite ....................................................................... 35 Figure 37 : Intercroissance de plagioclase avec feldspath-K............................................................. 35 Figure 38 : Monzodiorite (Échantillon : H900953) ........................................................................... 36

Figure 39 : Texture némato-lépidoblastique d’une monzodiorite à hornblende et biotite ................. 37

Figure 40 : Monzodiorite (Échantillon : H901291) ........................................................................... 38

Figure 41 : Texture lépidoblastique d’une monzodiorite à clinopyroxène et biotite ......................... 39

Figure 42 : Injection de granodiorite dans une monzodiorite ............................................................ 39

Figure 43 : Monzodiorite (Échantillon : M072319) .......................................................................... 40

Figure 44 : Monzodiorite à hornblende et biotite .............................................................................. 41

Figure 45 : Diorite à quartz et injections de granodiorite (Échantillon : M072319) ......................... 42

Figure 46 : Contact entre une diorite à quartz et une injection de granodiorite ................................ 43

Figure 47 : Halo pléochroïque autour d’une apatite en inclusion dans de la biotite .......................... 43


Mémoire de PFE : Jean-Philippe Arguin Page v

Figure 48 : Injection de granodiorite dans une diorite à quartz ......................................................... 43

Figure 49 : Cartographie à la micro XRF de la lame mince 11-JPA-03 ............................................ 45

Figure 50 : Cartographie à la micro XRF de la lame mince 11-JPA-08 ............................................ 45

Figure 51 : Cartographie à la micro XRF de la lame mince 11-JPA-11.1 ......................................... 46

Figure 52 : Cartographie à la micro XRF de la lame mince 11-JPA-11.2 ......................................... 46

Figure 53 : Diagramme multi-éléments des échantillons anorthositiques minéralisés en

comparaison avec la composition moyenne des échantillons stériles ............................................... 48

Figure 54 : Diagrammes binaires de CaO, TiO2, MgO et SiO2 versus P2O5 des échantillons

anorthositiques ................................................................................................................................... 49

Liste des tableaux

Tableau 1 : Paramètres utilisés lors de l’analyse à la microfluorescence-X ........................................ 7


Mémoire de PFE : Jean-Philippe Arguin Page vi

Résumé

Ce projet de fin d’études a pour but de caractériser les roches encaissantes de la

Zone Paul, principale zone minéralisée des dépôts de Fe-Ti-P du Lac à Paul (feuillet

SNRC 22E15, 22E10) appartenant à Ressources d’Arianne Inc. De manière à faciliter le

travail des géologues d’Arianne, une étude pétrographique a été réalisée afin d’identifier

la minéralogie des échantillons et, dans le cas échéant, de modifier l’appellation de la

lithologie. Un total de quinze lames minces polies ont été produites à partir de quatorze

échantillons provenant de huit forages différents réalisés sur la Zone Paul par Arianne.

Ces dépôts de Fe-Ti-P se trouvent au cœur de la propriété du Lac à Paul qui située

à environ 200 km au nord de la ville de Saguenay et à environ 35 km à l’est de la centrale

hydroélectrique de Chutes des Passes. D’un point de vue géologique, cette propriété est

localisée dans la partie NE de la suite anorthositique du Lac-Saint-Jean (SALSJ) qui est

elle-même située en plein cœur de la Province de Grenville. La Zone Paul est

principalement occupée par des horizons de roches ultramafiques parfois très riches en

oxydes de Fe-Ti et en apatite. Ces horizons ultramafiques sont essentiellement encaissés

par des séquences anorthositiques portant occasionnellement le même type de

minéralisation.

La minéralogie et les textures observées lors de l’étude pétrographique ont permis

de diviser les échantillons selon quatre faciès différents : 1) les roches anorthositiques :

deux leucotroctolites, deux leuconorites, une norite et deux gabbros à amphibole; 2) les

pyroxénites : une mélagabbronorite et une webstérite à oxydes de Fe-Ti; 3) les péridotites

nelsonitiques : une métapéridotite nelsonitique; 4) les roches dioritiques : une

granodiorite, trois monzodiorites et une diorite à quartz. Les échantillons inclus dans les

faciès des péridotites nelsonitiques et des roches dioritiques ne sont pas considérés

comme des roches encaissantes. Les péridotites nelsonitiques correspondent à un horizon

ultramafique hydraté stratigraphiquement situé au niveau de la zone à nelsonites tandis

que les roches dioritiques sont des unités tardives qui recoupent les séquences

anorthositiques et ultramafiques.

En plus de l’étude pétrographique, les analyses sur roche-totale des éléments

majeurs ont été fournies par Arianne afin de comparer les échantillons anorthositiques

minéralisés en apatite avec les échantillons anorthositiques stériles. Des analyses à la

microfluorescence-X ont également été réalisées de manière à faciliter l’estimation de la

composition modale de certains échantillons du faciès dioritique.

Mises à part les péridotites nelsonitiques, les roches anorthositiques étudiées lors

de ce projet sont les plus importantes au point de vue de leur contenu en apatite. Les

observations pétrographiques ont permis de démontrer que les roches anorthositiques sont

principalement caractérisées par des textures qui illustrent le taux de recristallisation des

plagioclases et par des textures coronitiques issues d’une série de réactions

métamorphiques. Il a également été démontré que les roches anorthositiques stériles et

minéralisées ne montrent pas de différences majeures au point de vue pétrographique et

géochimique mis à part leur contenu en apatite et en oxydes de Fe-Ti.


Mémoire de PFE : Jean-Philippe Arguin Page vii

Remerciements

Je tiens tout d’abord à remercier les gens de la Chaire de Recherche du Canada en

Métallogénie Magmatique, soit mon directeur de projet Philippe Pagé et ma codirectrice

la professeure Sarah-Jane. Barnes. Tout au long de mon travail, Philippe Pagé a fait

preuve de patience et s’est montré très disponible à mon égard.

J’aimerais également remercier Les Ressources d’Ariannes Inc. et spécialement le

géologue Hugues Guérin Tremblay qui est un ami, mais surtout un géologue d’avenir qui

m’a permis de réaliser ce travail en partageant ces connaissances et en me fournissant le

matériel nécessaire.

J’aimerais remercier tous les professeurs du département des Sciences de la Terre

qui ont répondus à mes questions et qui ont su me partager leur savoir tout au long de

mes études.

Pour terminer, j’aimerais aussi remercier ma famille et mes amis dont les

géologues et futurs géologues que j’ai côtoyés pendant ces trois dernières années et avec

qui j’ai eu beaucoup de plaisir.


Mémoire de PFE : Jean-Philippe Arguin Page viii

Liste des abréviations et des symboles

% : Pourcent

± : Plus ou moins

˂ : Plus petit que…

˃ : Plus grand que…

≤ : Plus petit ou égal à…

≥ : Plus grand ou égal à…

Al : Aluminium

Am : Amphibole

AMCG : Anorthosite-mangérite-charnockite-granite

Ap : Apatite

Aug : Augite

Ba : Baryum

Bt : Biotite

Ca : Calcium

Chl : Chlorite

cm : Centimètre

Cpx : Clinopyroxène

Cum : Cummingtonite

E : Est

Ech : Échantillon

Ed : Édénite

Fe : Fer

Hbl : Hornblende

Ilm : Ilménite

K : Potassium

Kfs : Feldspath potassique

km : Kilomètre

Mag : Magnétite

Mg : Magnésium

m : Mètre

mm : Millimètre

Mn : Manganèse

Ms : Muscovite

N : Nord

Na : Sodium

O : Ouest

Ol : Olivine

Opx : Orthopyroxène

Ox : Oxyde

P: Phosphore

Pl: Plagioclase

Pn: Pendlandite

Po: Pyrrhotite


Mémoire de PFE : Jean-Philippe Arguin Page ix

Px: Pyroxène

Qtz : Quartz

Rt : Rutile

S : Sud

SALSJ : Suite anorthositique du Lac Saint-Jean

Si : Silice

Spl : Spinelle

SNRC : Système national de référence cartographique

Srp : Serpentine

Ti : Titane

Tlc : Talc

Ttn : Titanite

UQAC : Université du Québec à Chicoutimi

μm : Micromètre


Mémoire de PFE : Jean-Philippe Arguin Page 1

1 – Introduction Cette étude pétrographique vise à caractériser des échantillons provenant de

forages effectués sur la Zone Paul, principale zone minéralisée des dépôts de Fe-Ti-P du

Lac à Paul (feuillet SNRC 22E15, 22E10) appartenant à Ressources d’Arianne Inc. La

collaboration de M. Hugues Guérin Tremblay, géologue pour Arianne, a permis et

favorisé la réalisation du projet en fournissant des échantillons ainsi que plusieurs

documents et rapports pertinents sur le sujet.

Depuis 2003, Arianne concentre la plupart de ses travaux sur le développement

des dépôts du Lac à Paul. En 1997, des indices de Fe-Ti-P intéressants y avaient été

découverts à partir de forages réalisés par Mines Virginia Inc. et SOQUEM. C’est

seulement depuis 2008 que LRA a renforcé sa position en acquérant la totalité des claims

du secteur suite à la montée du prix du phosphore. Depuis, plusieurs travaux

d’exploration et de développement ont été réalisés sur la propriété. Selon l’étude de

préfaisabilité rendue publique en juillet 2012, le projet de mine à ciel ouvert de

phosphore du Lac à Paul pourrait être très rentable. Cette étude est basée sur une durée

d’exploitation de 17 ans et prévoit la production de 3 millions de tonnes par année d’un

concentré de phosphore titrant à 38-39% P2O5.

Ce projet de fin d’études a été réalisé afin de faciliter le travail des géologues

d’Arianne en apportant des précisions sur certaines lithologies de la Zone Paul. Une

description pétrographique des échantillons de forage ainsi qu’une brève étude

géochimique des roches anorthositiques seront présentées dans les sections qui suivent.

2 – Problématique Ce projet de fin d’études a pour but de réaliser une caractérisation pétrographique

des roches encaissantes de la Zone Paul, principale zone minéralisée des dépôts de Fe-Ti-

P du Lac à Paul. En plus de fournir une description détaillée pour chacun des

échantillons, le mandat proposé par Arianne avait également pour but d’identifier les

principales différences entre les roches anorthositiques minéralisées et les roches

anorthositiques stériles d’un point de vue pétrographique et géochimique.

3 – Localisation Le projet du Lac à Paul est situé dans les feuillets SNRC 22E15 et 22E10 à

environ 200 km au nord de la ville de Saguenay dans la région du Saguenay-Lac-Saint-

Jean, Québec, Canada (Figure 1). La propriété couvrant une superficie de plus de 26 000

hectares, soit plus de 260 km2, est constituée de plus de 471 claims désignés sur carte.

L’accès à la propriété est le chemin forestier d’environ 170 km à partir de Saint-Ludger-

de-Milot. Ce chemin permet d’accéder relativement facilement à un réseau ferroviaire

ainsi qu’au port maritime en eau profonde de Grande Anse. De plus, la propriété est

localisée à moins de 45 km de deux centrales hydroélectriques.



4 – Géologie

4.1 – Géologie régionale La suite anorthositique du Lac Saint-Jean (SALSJ), dont la superficie est de plus

de 20 000 km2 (Fredette, 2006), se situe au centre de la Province de Grenville dans la

ceinture allochtone polycyclique (Rivers et al., 1989). En plus de regrouper plusieurs

lobes coalescents dont les principaux faciès sont l’anorthosite, le leucogabbro et la

leucotroctolite (Woussen et al., 1988; Fredette, 2006), cette suite anorthositique d’âge

protérozoïque comprend aussi des séquences mineures de roches mafiques telles que des

gabbronorites, des gabbros, des norites, des troctolites, des diorites ferrifères, des

pyroxènites ainsi que des roches ultramafiques dont des dunites, des péridotites et des

roches riches en oxydes de Fe-Ti (Fredette, 2006). D’autres types de roches sont

également présents dans la SALSJ. Ceux-ci sont principalement associés à des intrusions

formant la suite AMCG (anorthosite-mangérite-charnockite-granite) (Higgins et van

Breeman, 1996).

Figure 1 : Carte de localisation de la propriété Lac à Paul. (Tirée de Ressources d’Arianne

Inc. (http://www.arianne-inc.com/))



Selon les travaux de Daigneault et al. (1999), la SALSJ serait dominée par un

raccourcissement crustal NO-SE se manifestant par des signatures de chevauchement

NNO. De plus, des linéaments NE-SO, correspondant à des corridors de déformation,

recouvrent une partie importante du secteur à l’étude. Des linéaments NS sont également

présents et pourrait correspondre au réajustement tardif des zones de chevauchement le

long de failles NS (Huss, 2002).

4.2 – Géologie de la propriété du Lac à Paul Situé dans la partie NE de la SALSJ, le secteur du Lac à Paul est principalement

constitué de roches anorthositiques. Selon les travaux de cartographie effectués par le

Ministère des Ressources Naturelles (Hébert et Beaumier, 2000), ces roches

anorthositiques seraient constituées d’anorthosites, de leuconorites, de norites, de

gabbros, de gabbronorites et de gabbros à olivine (Figure 2). Quelques roches

ultramafiques, telles que des pyroxénites, des péridotites, des dunites et des roches à

oxydes de Fe-Ti, sont également présentes dans le secteur de la propriété (Hébert et

Beaumier, 2000). Selon Huss (2002), du litage primaire serait localement visible en

affleurement dans les leuconorites tandis que d’autres unités comme les péridotites et les

troctolites posséderaient un litage primaire observable seulement sur les échantillons de

forage. En plus des roches anorthositiques et ultramafiques, le secteur comprend

également un faciès dioritique. Ce faciès est constitué de diorites ferrifères, de diorites, de

monzodiorites et de granodiorites.

Tous les échantillons qui ont permis la réalisation de ce projet proviennent de

forages effectués sur la Zone Paul qui correspond actuellement au dépôt le plus important

de la propriété du Lac à Paul. Ces échantillons contiennent tous un enrichissement

variable en apatite et en oxydes de Fe-Ti. L’apatite du gisement du Lac à Paul est

contenue dans une roche appelée nelsonite, ainsi que dans certaines roches

anorthositiques de la SALSJ. Une nelsonite est une roche caractérisée par un

enrichissement en Fe-Ti-P. Selon la nomenclature attribuée par Nabil (2003) lors d’une

étude réalisée sur les dépôts de Fe-Ti-P associés aux intrusions litées, la nelsonite serait

une roche pratiquement dépourvue de matériel silicaté. Par conséquent, celle-ci serait

essentiellement constituée d’apatite, d’ilménite et de magnétite, avec une quantité

inférieure à 5% de phase silicatée, telles que du pyroxène et/ou de l’olivine.

D’après les observations effectuées lors de ce projet, aucun des échantillons

fournis par Les Ressources d’Arianne Inc. ne correspond à une nelsonite typique.

L’abondance et la nature des silicates contenus dans les échantillons étudiés permettent

donc de les diviser en quatre faciès : 1) les roches anorthositiques : deux leucotroctolites,

deux leuconorites, une norite et deux gabbros à amphibole; 2) les pyroxénites : une

mélagabbronorite et une webstérite à oxydes de Fe-Ti; 3) les péridotites nelsonitiques :

une métapéridotite nelsonitique; 4) les roches dioritiques : une granodiorite, trois

monzodiorite et une diorite à quartz. Malgré l’absence de nelsonite parmi les échantillons

étudiés, certaines roches anorthositiques et ultramafiques décrites lors de ce projet sont

considérées comme du minerai par Arianne, car leur teneur en P2O5 est supérieure à la

teneur de coupure (2,43% P2O5) tel que stipulé dans l’étude de préfaisabilité réalisée par

Met-Chem.



Figure 2 : Carte géologique du secteur du Lac à Paul montrant plusieurs dépôts de Fe-Ti-P

dont celui de la Zone Paul (Tirée de Ressources d’Arianne Inc. (http://www.arianne-

inc.com/))



5 – Méthodologie

5.1 – Descriptions pétrographiques Les quatorze échantillons fournis par Ressources d’Arianne proviennent de huit

forages de la Zone Paul (Figure 3). Il s’agit des forages : PAU-11-54; PAU-11-55; PAU-

11-56; PAU-11-58; PAU-11-59; PAU-11-60; PAU-11-62; PAU-11-63 (Annexe 1). Les

échantillons ont été choisis par le géologue, M. Hugues Guérin Tremblay, afin d’obtenir

certaines précisions sur les lithologies constituant les roches encaissantes de cette zone. À

partir de ces quatorze échantillons, quinze lames minces polies ont été produites.

L’échantillon 11-JPA-11 a été divisé afin d’obtenir deux échantillons mégascopiques et

ainsi produire deux lames minces (Lames minces : 11-JPA-11.1 et 11-JPA-11.2).

5.1.1 – Descriptions mégascopiques Afin de faciliter l’identification des lithologies de la Zone Paul, les échantillons

mégascopiques ont été décrits selon les critères suivants : la couleur, la distribution des

minéraux, la foliation et le magnétisme. L’identification des minéraux et des textures a

uniquement été basée sur des observations à la loupe ou à l’œil nu. Les observations au

microscope ont permis de valider et parfois même de corriger certaines de ces

descriptions mégascopiques.

5.1.2 – Descriptions microscopiques De manière à produire des descriptions microscopiques représentatives pour

chacun des échantillons de cette étude, la préparation des lames minces a été effectuée de

façon à montrer l’ensemble de la minéralogie et des textures qui y sont associées. Afin

d’appuyer ces descriptions, plusieurs photos microscopiques en lumière transmise ou en

lumière réfléchie ont été prises à l’aide du microscope optique Olympus BX51 de

l’Université du Québec à Chicoutimi (UQAC). De plus, des tableaux synthèses ont été

réalisés pour chacun des échantillons, et ce, afin de donner des détails sur la composition

modale et sur les caractéristiques des minéraux. Ces tableaux sont présentés à l’annexe 2.

5.1.3 – Classification des échantillons Les échantillons ont été classifiés en fonction du mode des principaux silicates

constituant les roches. Les diagrammes ternaires Plag-Px-Ol et Plag-Px-Hbl (Annexe 3)

ont été utilisés pour classifier les échantillons mafiques riches en plagioclases et qui sont

constitués d’une ou de deux phases ferromagnésiennes comme l’orthopyroxène, l’olivine,

la hornblende et la cummingtonite. Les minéraux secondaires associés aux textures

coronitiques ont été négligés lors de la classification de ces échantillons. Le pôle

hornblende (Hbl) du diagramme Plag-Px-Hbl a été considéré comme un pôle amphibole

(Am) afin de classifier les échantillons riches en cummingtonite et en hornblende.

Les échantillons mafiques à ultramafiques riches en clinopyroxènes et en

orthopyroxènes ont été classifiés selon le diagramme Plag-Px-Ol et Ol-Opx-Cpx (Annexe

3). Les roches ultramafiques dont les minéraux ferromagnésiens sont complètement

altérés en serpentine et/ou en talc ont été nommées «péridotite» par défaut.

Les échantillons plus felsiques constitués de plagioclase, de feldspaths-K et de

quartz ont été classifiés selon le diagramme ternaire Q-A-P (Annexe 3).



Afin de mieux caractériser les roches riches en oxydes de Fe-Ti et apatite, une

nomenclature basée sur l’abondance de ces minéraux a été appliquée pour certains

échantillons. Par exemple, les échantillons contenant plus de 20% d’oxydes de Fe-Ti ou

d’apatite se verront attribuer d’une appellation spécifique (Ex : Webstérite à oxydes de

Fe-Ti). Le terme «nelsonitique» a été employé lorsque le contenu en apatite et en oxyde

de Fe-Ti est de plus de 50% de la composition modale (Ex : Péridotite nelsonitique).

5.2 – Cartographie à la microfluorescence-X (XRF) La composition modale des échantillons est souvent difficile à estimer lorsque les

grains de plagioclase ne peuvent être différenciés correctement des grains de feldspaths-

K lors de simples observations microscopiques. Les grains de plagioclase et de

feldspaths-K, contenus dans certains échantillons du faciès dioritique, sont généralement

difficiles à différencier lorsqu’ils sont dépourvus de macle et d’altération spécifique.

Figure 3 : Carte d’un relevé magnétique aéroporté de la Zone Paul montrant la position des

forages échantillonnés pour l’étude pétrographique (Tirée de Ressources d’Arianne Inc.

(Par : Guérin Tremblay, H.))



Afin de faciliter l’identification de ces minéraux et l’estimation de la composition

modale de ces échantillons, une cartographie à la micro XRF a été réalisée pour les lames

minces suivantes : 11-JPA-03, 11-JPA-08, 11-JPA-11.1 et 11-JPA-11.2.

C’est à l’aide d’un appareil Eagle III, de la compagnie EDAX, que les analyses à

la micro XRF ont été effectuées. Cette méthode d’analyse non destructive permet

d’analyser plusieurs éléments majeurs simultanément en utilisant un faisceau de 50 μm.

À partir d’une surface sélectionnée sur une lame mince, l’appareil peut alors construire

une matrice pour chacun des éléments choisis. Les paramètres importants utilisés lors de

cette cartographie sont identifiés dans le tableau 1.

Sous la supervision de M. Dany Savard, responsable du laboratoire LabMater de

l’UQAC, les cartes des éléments majeurs Si, K, Fe, Ti et P ont été produites pour les

lames minces en question. Afin de ne pas confondre les grains de biotite avec les grains

de feldspath-K des roches dioritiques, le potassium (K) associé aux minéraux contenant

du fer (Fe) a été soustrait de la carte du potassium lors du traitement des analyses. Ainsi,

le potassium dont il est question dans les résultats d’analyse correspond uniquement à

celui des grains de feldspath-K.

Des détails supplémentaires sur la correspondance des cartes de Si, Fe, Ti et P

pour chacun des échantillons analysés sont présentés dans la section 7.1 (Cartographie

des éléments majeurs à la micro XRF).

Traitement d’image

À l’aide de logiciels de traitement d’image tels que Adobe Photoshop CS4 et

Corel Paint Shop Pro Photo X2, les cartes des éléments majeurs obtenues suite à

l’analyse à la micro XRF ont été superposées sur les photos en lumière transmise des

régions correspondantes. Chacun des éléments a été traité indépendamment de manière à

rehausser les tons caractéristiques des principaux minéraux. L’estimation du mode de ces

minéraux a ensuite été réalisée à l’aide d’une méthode permettant de calculer le nombre

de pixels pour chaque couleur représentant un élément majeur, lui-même correspondant à

une phase minérale en particulier.

Tableau 1 : Paramètres utilisés lors de l’analyse à la microfluorescence-X



6 – Descriptions pétrographiques Les descriptions pétrographiques qui suivent sont basées sur des observations

effectuées sur quinze échantillons mégascopiques et quinze lames minces polies. Selon

leur composition modale et leurs textures, les échantillons ont été regroupés selon quatre

faciès constituant une partie de la géologie de la Zone Paul : 1) les roches

anorthositiques : deux leucotroctolites, deux leuconorites, une norite et deux gabbros à

amphibole; 2) les pyroxènites : une mélagabbronorite et une webstérite à oxydes de Fe-

Ti; 3) les péridotites nelsonitiques : une métapéridotite nelsonitique; 4) les roches

dioritiques : une granodiorite, trois monzodiorites et une diorite à quartz. Des détails sur

la composition modale et sur les principales caractéristiques des minéraux sont présentés

pour chaque échantillon dans les tableaux de l’annexe 2.

6.1 – Les roches anorthositiques : leucotroctolites, leuconorites, norite et gabbros à amphibole

Les roches de ce faciès s’apparentent directement aux lithologies de la SALSJ les

plus souvent observées dans le secteur du Lac à Paul. Ce sont des roches généralement

hétérogènes, massives et constituées de 25-50% de plagioclase dont la calcicité des

porphyroclastes varie entre An30 et An45. Ces roches sont également constituées de 20-

55% d’olivines, d’orthopyroxènes et d’amphiboles. Ces minéraux ferromagnésiens ne

sont pas toujours présents simultanément dans les roches de ce faciès. Des amas d’oxydes

de Fe-Ti et des amas d’apatite constituent généralement entre 5-25% de la composition

totale de ces roches. Il est également possible d’observer dans les roches anorthositiques,

la présence de sulfures en trace à 1% montrant un assemblage typiquement magmatique

composé de pyrrhotite, de pentlandite et de chalcopyrite.

Selon Kehlenbeck (1972), des textures de déformation sont applicables à

l’évolution des plagioclases dans les roches de la SALSJ. Celles-ci illustrent

principalement le taux de recristallisation en réponse à la déformation. Les plagioclases

des échantillons décrits lors de cette étude peuvent s’apparenter à quelques-unes de ces

textures. Des textures de type protoclastique ont principalement été observées dans les

roches troctolitiques et noritiques tandis que des textures de type porphyroclastique et

oeillé ont été observées dans les gabbros à amphibole.

Des textures coronitiques sont également fréquentes dans les roches troctolitiques

et noritiques de la Zone Paul. Ces textures sont caractérisées par la formation de

couronnes métamorphiques au pourtour de grains d’olivine, d’orthopyroxène ou d’oxydes

de Fe-Ti. Ces coronites sont généralement le produit d’une réaction de déséquilibre avec

les plagioclases ou d’une hydratation formant un ou plusieurs néo-minéraux.

6.1.1 – Les textures des roches anorthositiques Afin de mieux définir les principales textures associées aux échantillons du faciès

anorthositiques, celles-ci seront décrites en détail dans les sections suivantes : a) les

textures de déformation des plagioclases; b) les textures coronitiques; c) les textures

associées aux amas d’oxydes de Fe-Ti et aux amas d’apatite.



6.1.1a – Les textures de déformation des plagioclases La texture protoclastique

La texture protoclastique (Figure 4) observée lors de cette étude est généralement

formée de cristaux xénomorphes à hypidiomorphes de plagioclase de taille variable, mais

surtout grossière (≤ 15mm). Ces phénocristaux sont parfois accompagnés en périphérie

de quelques néoblastes polygonaux (˂ 1mm) de calcicité inférieure. Lorsque la

recristallisation est légèrement plus importante, il est possible d’observer en lame mince

que les contacts entre les cristaux de plagioclase tendent à se suturer et à former une plus

grande quantité de néoblastes pouvant parfois même former de petites zones

granoblastiques. Des macles ondulantes ou en biseaux ainsi qu’une extinction roulante

illustrent généralement la déformation interne des grains de plagioclase dans ce type de

texture. La texture protoclastique se traduit sur les échantillons mégascopiques par la

présence de cristaux de plagioclase mauves qui sont parfois accompagnés en périphérie

d’une couronne blanchâtre reflétant la présence des néoblastes observés en lame mince.

Les textures porphyroclastiques et oeillées

La texture porphyroclastique (Figure 5) désigne un stade de recristallisation plus

avancé des plagioclases. En lame mince, cette texture se caractérise par une augmentation

de la proportion de néoblastes et par la présence de 10-25% de porphyroclastes. Les

néoblastes sont généralement de forme polygonale (≤ 1mm) et sont distribués autour des

Figure 4 : Microphotographie en lumière polarisée (11-JPA-01) : Texture protoclastique

formée de phénocristaux de plagioclase et de sous-grains de plagioclase avec néoblastes ˂

1mm en bordure de grain.



porphyroclastes (≤ 7mm) qui, à ce stade, ont généralement subi une forte déformation

interne. Cette déformation s’illustre par une extinction roulante des grains et des macles

ondulantes et/ou en biseaux alors que, localement, il y a absence totale de macle. Lorsque

la taille des néoblastes augmente (≤ 2mm) et que le nombre de porphyroclastes diminue

(5-10%), la texture est qualifiée d’oeillée. À ce stade, les néoblastes tendent à former des

zones granoblastiques. Parmi les roches étudiées lors de ce projet, les plagioclases des

gabbros à amphiboles montrent ce type de texture. Ces textures se traduisent sur les

échantillons mégascopiques, par la présence de porphyroclastes de plagioclase bleus

accompagnés de larges bandes blanchâtres reflétant la dominance des néoblastes.

6.1.1b – Les textures coronitiques

Les coronites autour des olivines

Les coronites associées aux olivines des roches du faciès anorthositique sont

formées lors d’un déséquilibre entre l’olivine et le plagioclase. Ces coronites sont

généralement constituées d’une couronne interne d’orthopyroxène ± spinelle suivit d’une

couronne externe d’amphibole verte (édénite). Celles-ci ont uniquement été observées

dans les roches troctolitiques. Selon les études effectuées par Fredette (2006), la réaction

suivante est impliquée pour former ce type de coronite :

Olivine + Labradorite = Orthopyroxène +Spinelle +Édénite (1)

Figure 5 : Microphotographie en lumière polarisée (11-JPA-02) : Texture porphyroclastique

formée d’un porphyroclaste de plagioclase entouré de néoblastes ≤ 1mm formant une texture

granoblastique.



L’olivine peut également être impliquée dans d’autres réactions. Quelques

évidences de remplacement de l’olivine par des symplectites d’orthopyroxène et de

magnétite ont été observées dans une leucotroctolite (11-JPA-04) et une norite (11-JPA-

07). De plus, la réaction 2 démontre que l’olivine peut être transformée en orthopyroxène

et ainsi contribuer à la formation de coronites autour des oxydes de Fe-Ti.

Olivine = Orthopyroxène + (Mg,Fe)2+

(2)

Les coronites autour des orthopyroxènes

Les coronites associées aux orthopyroxènes ont été observées dans toutes les

roches noritiques. Ces coronites sont généralement formées d’une seule et unique

couronne de hornblende verte. Selon Fredette (2006), cette couronne serait le résultat

d’une altération des pyroxènes en hornblende en présence d’eau. Quelques grains de

biotite, de muscovite et de spinelle ont également été observés au contact avec les grains

d’orthopyroxène. Un des échantillons démontre que la formation d’une couronne externe

d’amphibole en symplectite avec des plagioclases est également possible.

L’apparition de la cummingtonite dans les gabbros à amphibole peut également

être causée par la transformation des orthopyroxènes. Selon Deer et al. (1963), celle-ci

peut apparaître selon la série de réactions suivante :

Orthopyroxène → Cummingtonite → Hornblende (3)

Les coronites autour des oxydes de Fe-Ti

Ces coronites sont très fréquentes dans les roches de la SALSJ. Elles ont été

observées dans la plupart des roches troctolitiques et noritiques de cette étude. Ce type de

coronite se caractérise généralement par la présence d’une couronne interne de biotite

suivit d’une couronne externe de hornblende ± spinelle autour des oxydes de Fe-Ti qui à

l’origine, étaient en contact avec des plagioclases. Toujours selon Fredette (2006), les

coronites autour des oxydes de Fe-Ti sont formées à partir de cette réaction :

Plagioclase + Oxydes de Fe-Ti + H2O = Hornblende ± Spinelle ± Biotite (4)

Il est également soutenu par Fredette (2006) qu’un apport externe de magnésium

et de fer influe sur cette dernière réaction. Dans le cas des troctolites, cet apport peut être

produit lors de la transformation de l’olivine en orthopyroxène tel qu’illustré par la

réaction 2. Il est à noter qu’aucune différence n’a été observée entre les coronites formées

autour de l’ilménite et les coronites formées autour de la magnétite.

6.1.1c – Les textures associées aux amas d’oxydes de Fe-Ti et aux amas d’apatite

La recristallisation est abondante dans les roches apparentées à la SALSJ. Les

amas d’oxydes de Fe-Ti et les amas d’apatite répondent à la déformation par une

recristallisation partielle des grains, formant dans la plupart des échantillons de ce faciès,

des jonctions triples ainsi que quelques grains polygonaux.

Les amas d’oxydes de Fe-Ti sont interstitiels aux plagioclases et/ou aux amas

d’apatite. Ils sont composés de grains xénomorphes d’ilménite et de magnétite (≤ 3mm).



L’ilménite domine sur la proportion de magnétite dans les roches anorthositiques. La

magnétite est seulement présente en amas dans un des échantillons troctolitiques (Figure

6).

Les amas d’apatite sont généralement en contact avec les amas d’oxydes de Fe-Ti

(Figure 7). Ils sont constitués de grains xénomorphes à hypidiomorphes, trapus et

partiellement recristallisés (≤ 2mm). Quelques grains automorphes d’apatite sont

localement présents, mais isolés des amas habituels.

6.1.3 – Leucotroctolites

11-JPA-04 : Leucotroctolite

Description mégascopique (Échantillon : H901084)

Cet échantillon (Figure 8) provient du forage PAU-11-58 et a été prélevé entre 58

et 59 mètres le long du forage. Cette leucotroctolite (Annexe 3) est de couleur mauve

clair à blanchâtre et vert olive à gris verdâtre. La roche est quasi homogène, massive et

localement magnétique. Les zones de couleur mauve clair sont essentiellement

constituées de phénocristaux (≤ 1.1cm) de plagioclase mauve et d’amas d’apatite (≤

1cm). Les grains de plagioclase mauve sont localement accompagnés de petits grains de

plagioclase blanchâtres (≤ 1mm). Des grains fins de biotite et d’amphibole verte (≤ 1mm)

en coronite autour de grains moyens d’olivine et d’oxydes de Fe-Ti (≤ 4mm) constituent

les zones de couleur vert olive à gris verdâtre. Le magnétisme de la roche suggère la

présence de magnétite parmi les amas d’oxydes de Fe-Ti. Cette roche troctolitique a une

composition apparente d’environ : 30-40% de plagioclase, 10-15% d’apatite, 15-20%

Figure 6 : Microphotographie en lumière réfléchie (11-JPA-04) : Amas d’oxydes de Fe-Ti

formé de grains de magnétite, d’ilménite et de spinelle.

Figure 7 : Microphotographie en lumière réfléchie (11-JPA-06) : Amas d’oxydes de Fe-Ti

formé de grains d’ilménite en contact avec un amas d’apatite. L’ilménite montre des

jonctions triples marquant une recristallisation partielle des grains.



d’olivine, 10-15% d’oxydes de Fe-Ti et 10-15% de minéraux ferromagnésiens comme de

la biotite et des amphiboles vertes.

Description microscopique (Lame mince : 11-JPA-04)

La minéralogie de cette leucotroctolite est principalement composée de 40% de

plagioclase, de 15% d’olivine, de 12% d’apatite et de 15% d’oxydes de Fe-Ti.

Comparativement aux autres roches de ce faciès, la magnétite est présente dans les amas

d’oxydes de Fe-Ti. De plus, celle-ci semble contribuer au même degré que l’ilménite à la

formation de coronites.

La texture associée aux plagioclases dans cette roche est de type protoclastique.

Elle est principalement constituée de phénocristaux (≤ 15mm) dont les macles sont

légèrement déformées et de quelques sous-grains (≤ 2.2mm). Ces sous-grains montrent

généralement des bordures suturées et des extinctions roulantes qui sont les principales

évidences de la déformation subie par les grains protoclastiques. Des néoblastes parfois

polygonaux sont généralement présents entre ces grains suturés. L’ensemble des

plagioclases est légèrement altéré en séricite.

La fraction ferromagnésienne de cet échantillon comporte une minéralogie

complexe due à plusieurs réactions entre les olivines, les oxydes de Fe-Ti et les

plagioclases. Les zones riches en olivine se présentent sous la forme de cumulus où les

réactions coronitiques sont parfois abondantes dues aux cristaux de plagioclase qui les

Figure 8 : Leucotroctolite : Échantillon (#H901084) prélevé entre 58 et 59 m le long du

forage PAU-11-58.



entourent. Ces coronites, lorsque bien formées, sont composées d’une couronne interne

d’orthopyroxène ± spinelle suivit d’une couronne externe d’édénite pouvant contenir des

symplectites de spinelle sous la forme de vermicules (Figure 9). Les olivines peuvent

également être partiellement ou totalement transformées en un assemblage de fins

cristaux d’orthopyroxène en symplectite avec de la magnétite formant un pseudomorphe

polyminéralique (Figure 10). De la serpentine s’est également développée sous la forme

de bandes anastomosées via les fractures des grains d’olivine. Les grains d’olivine

cumulus ont parfois subi l’effet de la recristallisation. Ceux-ci montrent généralement des

jonctions triples entre les grains.

Les coronites associées aux amas d’oxydes sont composées d’une couronne

interne de biotite et d’une couronne externe de hornblende pouvant, comme dans les

coronites autour des olivines, contenir des symplectites de spinelle en vermicules (Figure

9).

Les amas d’apatite sont composés de grains xénomorphes et trapus (≤ 2.8mm) qui

montrent des évidences de recristallisation partielle telles que des jonctions triples. Des

microfractures recoupent ces grains partiellement recristallisés et forment un réseau de

veinules de carbonates. Quelques grains idiomorphes d’apatite sont parfois en inclusions

dans des olivines (Figure 9). On observe également des microfractures à l’intérieur des

amas d’oxydes de Fe-Ti. Ces amas d’oxydes de Fe-Ti sont composés de grains

xénomorphes ≤ 4mm d’ilménite et de grains xénomorphes (≤ 5.2mm) de magnétite

accompagnés de quelques grains de spinelle (≤ 3.3mm). Des sulfures sont présents en

trace dans la roche sous la forme de petits amas ou en veinules discontinues de

pentlandite, de pyrrhotite et de chalcopyrite.

Figure 9 : Microphotographie en lumière naturelle (11-JPA-04) : Coronites autour d’olivine

et d’oxydes de Fe-Ti au contact avec des plagioclases.

Figure 10 : Microphotographie en lumière naturelle (11-JPA-04) : Grain d’olivine

partiellement remplacé par de l’orthopyroxène en symplectite avec de la magnétite.



11-JPA-12 : Leucotroctolite

Description macroscopique (Échantillon : M072326)

Cet échantillon (Figure 11) provient du forage PAU-11-62 et a été prélevé entre

312 et 313.5 mètres le long du forage. Cette leucotroctolite (Annexe 3) est de couleur

mauve et vert foncé. La roche est quasi homogène, massive et légèrement magnétique.

Les zones de couleur mauve sont constituées de grains moyens à grossiers de plagioclase

mauve (≤ 7mm) et de quelques grains fins de plagioclase blanchâtre (≤ 1mm). Les zones

de couleur vert foncé sont essentiellement constituées d’oxydes de Fe-Ti (≤ 2mm) et de

minéraux ferromagnésiens (≤ 1mm), incluant de l’olivine, des amphiboles vertes, de la

biotite et possiblement des pyroxènes. Comparativement à l’échantillon 11-JPA-04, les

grains d’olivines sont difficilement visibles à l’œil nu. La composition apparente de cette

leucotroctolite est d’environ : 45-50% de plagioclase, 5-10% d’olivine, 5-10% d’oxydes

de Fe-Ti et 15-30% de minéraux ferromagnésiens.


Comparativement à l’échantillon 11-JPA-04, cette roche troctolitique est plus

riche en plagioclases, plus pauvre en oxydes de Fe-Ti et ne contient aucune apatite. La

minéralogie de cette leucotroctolite est de 48% de plagioclase, 15% d’olivine et de 8%

d’ilménite. Les autres phases présentes dans la roche sont essentiellement associées aux

textures coronitiques affectant les olivines et les amas d’ilménite.

Figure 11 : Leucotroctolite : Échantillon (#M072326) prélevé entre 312 et 313.5 m le long

du forage PAU-11-62.



La texture associée aux plagioclases est de type protoclastique. Elle est

caractérisée par des cristaux porphyroclastiques et xénomorphes (≤ 5.2mm) de

plagioclase aux macles généralement ondulantes et biseautées, accompagnés de sous-

grains (≤ 4mm) aux macles diffuses et aux bordures suturées (Figure 12). Il est possible

de percevoir en périphérie des sous-grains quelques néoblastes (≤ 0.4mm) parfois de

forme polygonale.

Les textures coronitiques qui caractérisent cette roche sont moins abondantes,

mais minéralogiquement semblables à celles observées dans l’échantillon 11-JPA-04. Les

couronnes réactionnelles affectant les grains d’olivine sont généralement composées

d’une couronne interne d’orthopyroxène, parfois en symplectite avec des grains de

spinelle localement en vermicule (Figure 13). Cette couronne d’orthopyroxène est parfois

suivie d’une couronne externe d’édénite dont l’extinction des grains est rotationnelle

autour de l’olivine. De plus, contrairement à l’échantillon 11-JPA-04, il est possible

d’observer parmi les textures associées aux olivines, quelques pseudomorphes constitués

d’orthopyroxène en symplectite avec de la hornblende.

Les amas d’oxydes de Fe-Ti sont essentiellement composés de grains d’ilménite

(≤ 2mm) et de quelques grains de spinelle (≤ 0.6mm) dont la granulométrie est supérieure

à celle observée dans les coronites associées aux olivines. Les textures coronitiques

associées aux amas d’ilménite sont composées d’une couronne interne de biotite et d’une

couronne externe de hornblende parfois accompagnée de quelques grains de spinelle. Des

assemblages magmatiques de pyrrhotite, pentlandite et chalcopyrite sont présents dans la

roche et montrent des textures d’exsolutions de pentlandite en flammes dans les grains de

pyrrhotite.

Figure 12 : Microphotographie en lumière polarisée (11-JPA-12) : Bordures suturées de

plagioclase et olivine coronitique.

Figure 13 : Microphotographie en lumière naturelle (11-JPA-12) : Coronite autour d’olivine

formée d’une couronne interne d’orthopyroxène ± spinelle et d’une couronne externe

d’édénite.



6.1.4 – Leuconorites et norite

11-JPA-01 : Leuconorite

Description mégascopique (Échantillon : K338876)

Cet échantillon (Figure 14) provient du forage PAU-11-54 et a été prélevé entre 6

et 7.5 mètres le long du forage. Cette leuconorite (Annexe 3) est de couleur mauve et vert

clair à brun verdâtre. La roche est hétérogène, massive et localement magnétique. Les

zones de couleur mauve sont constituées de phénocristaux de plagioclase (≤ 2cm) tandis

que les zones de couleur vert clair à brun verdâtre sont constituées d’amas d’oxydes de

Fe-Ti (≤ 1cm), d’amas d’apatite (≤ 1cm) et de minéraux ferromagnésiens (≤ 6mm)

comme des pyroxènes, des amphiboles et de la biotite. Les grains de biotite et

d’amphibole sont généralement sous la forme de coronite autour des amas oxydes de Fe-

Ti ou autour des pyroxènes. La composition apparente de cette leuconorite est d’environ :

45-55% de plagioclase, 10-15% d’apatite, 5-10% d’oxydes de Fe-Ti et 20-30% de

minéraux ferromagnésiens.


La minéralogie de cette leuconorite est essentiellement constituée de 45% de

plagioclase, 12% d’orthopyroxène, de 13% d’apatite et de 7% d’ilménite. Des phases

secondaires sont également présentes dans la roche et sont principalement associées à des

textures coronitiques bien développées autour des orthopyroxènes et des amas d’ilménite.

Figure 14 : Leuconorite : Échantillon (#K338876) prélevé entre 6 et 7.75 m le long du

forage PAU-11-54.



La principale texture caractérisant les plagioclases est de type protoclastique. On

peut observer dans la roche des phénocristaux xénomorphes à hypidiomorphes (≤ 13mm)

de plagioclase montrant des contacts très irréguliers et formant, en périphérie, de petits

néoblastes (≤ 3mm). On peut remarquer une disparition partielle des macles pour certains

grains de plagioclase dont la recristallisation en bordure est plus avancée. Les macles des

individus dont la recristallisation est moins intense en bordure de grain sont généralement

ondulantes et en biseaux.

L’instabilité entre les plagioclases et l’ilménite ainsi que l’hydratation des

orthopyroxènes se traduisent par l’abondance de textures coronitiques dans cette roche.

L’ilménite est présente en amas de grains partiellement recristallisés qui, lorsqu’en

contact avec les plagioclases, forment une couronne interne de biotite suivit d’une

couronne externe de hornblende ± spinelle (Figure 15). La couronne de biotite est

généralement composée de grains sous la forme de plaquettes allongées avec extinction

par secteur autour de l’ilménite. Ces grains ont tendance à être orientés de façon à ce que

le clivage (001) soit perpendiculaire aux bordures des grains d’ilménite. La couronne de

hornblende est généralement composée d’une mosaïque de grains xénomorphes aux

jonctions triples et accompagnée de quelques grains de spinelle très finement grenus. La

granulométrie des grains de hornblende tend à augmenter en s’éloignant de la couronne

de biotite.

La couronne présente autour des grains d’orthopyroxène est composée de

hornblende et de quelques grains d’une variété de muscovite de couleur vert clair à

incolore (Figure 16). L’agencement de la hornblende dans ce type de coronite se présente

sous la forme de mosaïque dont les grains sont parfois polygonaux. Les grains

d’orthopyroxène affectés d’une coronite sont également soumis à une forte

recristallisation formant localement une texture granoblastique de grains polygonaux (≤

1mm). Les grains d’orthopyroxène sans coronite sont de plus grande taille (≤ 5.5mm) et

sont légèrement biotitisés.

Les grains d’apatite (≤ 3mm) contenus dans la roche se présentent sous la forme

d’amas dont la recristallisation partielle des grains est semblable à celle observée pour les

amas d’ilménite. On peut également

retrouver l’apatite sous la forme de grains

idiomorphes et trapus. Les sulfures en trace

dans la roche se caractérisent comme un

assemblage typiquement magmatique de

grains (≤ 0.3mm) de pentlandite, de

pyrrhotite et de chalcopyrite. Des

exsolutions de pentlandite dans les grains de

pyrrhotite forment des textures en flamme.

Figure 15 : Microphotographie en lumière

naturelle (11-JPA-01) : Coronite autour

d’ilménite formée d’une couronne de

hornblende ± biotite au contact avec des

plagioclases.



11-JPA-06 : Leuconorite



247.5 et 249 mètres le long du forage. Cette leuconorite (Annexe 3) est de couleur mauve

et vert brunâtre à gris noirâtre. La roche est hétérogène, légèrement foliée et localement

magnétique. Les zones de couleur mauve sont essentiellement constituées de grains

moyens à grossiers de plagioclase mauve (≤ 8mm) et de quelques petits grains de

plagioclase blanchâtre (≤ 1mm). Les zones de couleur vert brunâtre à gris noirâtre sont

constituées de pyroxènes et d’oxydes de Fe-Ti (≤ 4mm) coronitiques. Ces coronites sont

subtilement visibles. Elles sont essentiellement constituées de grains fins de biotite et

d’amphibole verte (≤ 2mm). Des grains d’apatite (≤ 3mm) de couleur vert clair à

blanchâtre sont généralement disposés au contact des zones coronitiques. La composition

apparente de cette roche est d’environ : 50-65% de plagioclase, 5-10% de pyroxène, 10-

20% d’oxydes de Fe-Ti, 5-10% d’apatite et 10-15% de biotite et d’amphibole verte.

Figure 16 : Microphotographie en lumière naturelle (11-JPA-01) : Coronite autour

d’orthopyroxène formée d’une couronne de hornblende ± muscovite. La section centrale

d’orthopyroxène se présente sous la forme d’une mosaïque de sous-grains.




Cet échantillon a été caractérisé selon une minéralogie composée de 50% de

plagioclase, de 18% d’ilménite, de 7% d’apatite et de 6% d’orthopyroxène.

Comparativement aux autres roches noritiques de ce faciès, les coronites autour des

orthopyroxènes sont plus complexes considérant l’apparition d’une couronne externe

d’amphibole en vermicule de taille très fine en symplectite avec des plagioclases

néoformés.

Les plagioclases de cette roche suggèrent une texture protoclastique composée de

grains xénomorphes (≤ 5.3mm) aux macles généralement déformées ou absentes. Ces

grains de plagioclase sont généralement accompagnés de sous-grains (≤ 2.5mm) aux

formes irrégulières et aux bordures légèrement suturées. Une légère séricitisation affecte,

localement, quelques grains de plagioclase.

La fraction ferromagnésienne de cette roche est dominée par des textures

coronitiques. Les coronites d’orthopyroxène, lorsque bien développées, sont composées

d’un cœur d’orthopyroxène formant une mosaïque de grains localement polygonaux. Ce

cœur d’orthopyroxène est suivi d’une couronne interne de hornblende fortement

recristallisée et formant une texture de type granoblastique. La couronne externe est

formée de plagioclase en symplectite avec des amphiboles en vermicule très fine (Figure

18). L’identification de ces amphiboles a été déduite à partir de propriétés optiques

difficilement visibles et selon une interprétation impliquant une perte de Ca des

Figure 17 : Leuconorite : Échantillon (#H901280) prélevé entre 247.5 et 249 m le long du

forage PAU-11-59.



plagioclases néoformés. Quelques grains de biotite sont également présents dans les

couronnes de hornblende. Les couronnes formées à partir des amas d’ilménite sont

semblables à celles observées dans les autres échantillons de ce faciès, mais sont

cependant, localement, très mal développées. Elles sont composées d’une couronne

interne de biotite en plaquette suivie d’une couronne de hornblende aux textures

comparables à celles observées dans les couronnes de hornblende associées aux

orthopyroxènes coronitiques.

Les amas d’ilménite sont constitués de grains xénomorphes (≤ 2.6mm) et

montrent parfois des macles lamellaires. L’apatite contenue dans cet échantillon forme

également des amas dont les grains sont irréguliers ou trapus (≤ 1.8mm) et généralement

microfracturés. Des sulfures sont présents en trace sous la forme d’assemblage de grains

(≤ 1.1mm) de pentlandite, de pyrrhotite et de chalcopyrite. Comme pour les autres

échantillons de ce faciès, des exsolutions de pentlandite sont abondantes dans quelques

grains de pyrrhotite.

11-JPA-07 : Norite



280.5 et 282 mètres le long du forage. Cette norite (Annexe 3) est de couleur mauve et

Figure 18 : Microphotographie en lumière naturelle (11-JPA-01) : Coronite autour

d’orthopyroxène formée d’une couronne interne de biotite et de hornblende et d’une

couronne externe d’amphibole vermiculaire en symplectite avec des néograins de

plagioclase.



vert foncé à brunâtre. La roche est quasi homogène, légèrement foliée et magnétique. Les

zones de couleur mauve sont constituées de grains moyens à grossiers de plagioclase (≤

5mm) accompagnés de quelques petits grains de plagioclase blanchâtre (≤ 1mm). Les

zones de couleur vert foncé à brunâtre sont essentiellement constituées de minéraux

ferromagnésiens (≤ 2mm) comme des amphiboles vertes et des pyroxènes. La

composition apparente de cette norite est d’environ : 35-40% de plagioclase, 20-30% de

pyroxène, et 25-30% d’amphibole verte.


Cette norite est principalement composée de 35% de plagioclase, de 30%

d’orthopyroxène, de 25% de hornblende et de 2% de magnétite. Comparativement aux

autres roches noritiques de ce faciès, cet échantillon ne contient pas d’apatite ni

d’ilménite.

La texture associée aux plagioclases dans cette norite est de type protoclastique.

Les porphyroclastes (3-6mm) sont fortement déformés et accompagnés de sous-grains

(0,5-4mm) montrant des bordures suturées ainsi que des macles diffuses et parfois

ondulantes. Les bordures suturées de ces grains suggèrent la formation de néoblastes

polygonaux (≤ 0.4mm) et formant, localement, de petites zones granoblastiques.

Les textures coronitiques qui caractérisent cette norite forment des

amoncellements de grains (≤ 0.7mm) d’orthopyroxène accompagnés d’une couronne de

Figure 19 : Norite : Échantillon (#H901294) prélevé entre 280.5 et 282 m le long du forage

PAU-11-59.



hornblende ± spinelle (Figure 20). Au cœur de ces textures on retrouve des grains de

magnétite graphique en symplectite avec des orthopyroxènes suggérant, comme pour

l’échantillon 11-JPA-04, la transformation d’olivines primaires (Figure 21). En

s’éloignant du cœur, les grains d’orthopyroxènes sont généralement réduits à une texture

de type granoblastique. Au contact avec la couronne de hornblende, du spinelle est

présent sous la forme de grains xénomorphes en vermicule. La couronne de hornblende

est également recristallisée à l’état granoblastique et montre localement une association

avec une variété de muscovite de couleur vert clair à incolore. La présence de quelques

amas de grains xénomorphes de biotite, dont l’orientation est radiale, suggère la

destruction complète de petits amas d’oxydes de Fe-Ti.

Comme pour les autres roches de ce faciès, des assemblages de grains (≤ 0.7mm)

de pyrrhotite, de pentlandite et de chalcopyrite ont été observés. La pyrrhotite et la

pentlandite sont impliquées dans la formation de texture en flamme (Figure 22). Dans

cette norite, la pyrrhotite montre généralement deux couleurs suggérant l’apparition

d’une deuxième génération d’exsolution de pentlandite.

Figure 20 : Microphotographie en lumière naturelle

(11-JPA-07) : Mosaïque granoblastique

d’orthopyroxène coronitique.

Figure 21 : Microphotographie en lumière naturelle

(11-JPA-07) : Magnétite graphique en symplectite

avec de l’orthopyroxène suite au remplacement

d’un grain d’olivine coronitique.

Figure 22 : Microphotographie en lumière réfléchie

(11-JPA-07) : Texture en flamme formée

d’exsolutions de pentlandite dans un grain de

pyrrhotite accompagné de magnétite.



6.1.5 – Gabbros à amphibole

11-JPA-02 : Gabbro à amphibole



150 et 151 mètres le long du forage. Ce gabbro à amphibole (Annexe 3) est de couleur

gris bleuté à blanchâtre et vert brunâtre. La roche est hétérogène, visiblement foliée et

très faiblement magnétique. Les zones de couleur gris bleuté à blanchâtre sont constituées

de quelques phénocristaux de plagioclase bleu (≤ 1cm) complètement cernés de zones ou

de bandes à grains fins de plagioclase blanchâtre (≤ 1mm). Les zones vert brunâtre sont

sous la forme de bandes anastomosées constituées d’oxydes de Fe-Ti (≤ 3mm), d’apatites

(≤ 2mm) et de minéraux ferromagnésiens (≤ 4mm) comme des amphiboles et de la

biotite. La composition apparente de ce gabbro est d’environ : 45-55% de plagioclase,

15-25% d’amphibole, 5-10% de biotite, 5-10% d’oxydes de Fe-Ti et 5-10% d’apatite. On

devine la présence de quelques grenats (≤ 1mm) en bordure des oxydes de Fe-Ti dans les

bandes anastomosées.


La caractérisation de cette lithologie repose sur une minéralogie composée de

45% de plagioclase, de 15% de cummingtonite, de 13% de hornblende, de 10% d’apatite

Figure 23 : Gabbro à amphibole : Échantillon (#H900833) prélevé entre 150 et 151 m le

long du forage PAU-11-55.



et de 9% d’ilménite. Contrairement aux roches troctolitiques et noritiques, aucune texture

coronitique n’a été observée dans cet échantillon.

La texture que propose le niveau de recristallisation des plagioclases dans cette

roche est de type porphyroclastique. Les néoblastes sont généralement polygonaux (≤

1mm) et forment une texture granoblastique qui domine sur la proportion de

porphyroclastes. Les porphyroclastes (≤ 9mm) sont pour la plupart du temps très

déformés. Des extinctions roulantes ainsi qu’une absence totale ou partielle des macles

traduisent cette déformation. Il est possible d’observer une légère altération en séricite sur

l’ensemble des grains de plagioclase.

La présence de cummingtonite et de hornblende dans ce gabbro à amphibole est

possiblement le résultat de la transformation d’orthopyroxène en présence d’eau. Les

grains de hornblende sont xénomorphes à hypidiomorphes (≤ 2.5mm) tandis que les

grains de cummingtonite sont xénomorphes à idiomorphes (≤ 3.2mm) et parfois sous une

forme losangique. Les grains de biotite qui accompagnent les amphiboles sont

xénomorphes ≤ 2mm et sous la forme de plaquettes allongées. La distribution de ces

minéraux ferromagnésiens suggère une orientation préférentielle dans la roche (Figure

24).

Les amas d’ilménite sont généralement formés de grains xénomorphes (≤ 3mm)

qui montrent des évidences de recristallisation partielle telles que des jonctions triples.

Ces amas sont interstitiels aux grains de hornblende, de cummingtonite et de biotite. Les

amas d’apatite sont constitués de grains xénomorphes et trapus (≤ 2.2mm). Ils sont

généralement en contact avec les amas d’ilménite et, tout comme ces derniers, ils

montrent les mêmes évidences de recristallisation partielle. Des assemblages typiquement

magmatiques de pentlandite, de pyrrhotite et de chalcopyrite sont composés de grains

xénomorphes (≤ 1mm).

Figure 24 : Microphotographie

en lumière naturelle (11-JPA-

02) : Amas linéaire d’ilménite

au contact d’un amas d’apatite

et de grains de hornblende et

de cummingtonite.



11-JPA-10 : Gabbro à amphibole

Description mégascopique (Échantillon : M072279)


195 et 196.5 mètres le long du forage. Ce gabbro à amphibole (Annexe 3) est de couleur

gris blanchâtre et vert foncé. La roche est hétérogène, légèrement foliée et localement

magnétique. Les zones de couleur gris blanchâtre sont essentiellement composées de

grains fins de plagioclase blanchâtre (≤ 2mm) et de quelques grains grossiers de

plagioclase bleu (≤ 5mm). Les zones de couleur vert foncé sont constituées de bandes

anastomosées à grains moyens (≤ 3mm) d’amphibole verte, d’oxydes de Fe-Ti et de

biotite. De grains d’apatite (≤ 3mm) de couleur vert clair sont également présents dans

ces zones. La composition apparente de ce gabbro à amphibole est d’environ : 30-45% de

plagioclase, 30-40% d’amphibole, 5-10% de biotite, 5-10% d’apatite et 10-15% d’oxydes

de Fe-Ti.


Malgré quelques différences au point de vue de la granulométrie et de la

composition modale, l’étude microscopique de cet échantillon révèle que ce gabbro à

amphibole est très semblable à l’échantillon 11-JPA-02 au point de vue de la déformation

et de la minéralogie. La roche est principalement composée de 25% de plagioclase, de

22% de hornblende, de 20% de cummingtonite, de 15% d’apatite et de 12% d’ilménite.

La texture que propose le niveau de recristallisation des plagioclases dans cette

roche est de type porphyroclastique ou œillé selon la proportion réelle de porphyroclastes

Figure 25 : Gabbro à amphibole : Échantillon (#M072279) prélevé entre 195 et 196.5 m le




observée sur l’échantillon mégascopique. Les néoblastes (≤ 2mm) forment une texture de

type granoblastique autour de quelques porphyroclastes (≤ 7.5mm) dont les macles sont

diffuses ou partiellement absentes.

Comme pour l’échantillon 11-JPA-02, la présence de cummingtonite et de

hornblende dans ce gabbro à amphibole est possiblement le résultat de la transformation

d’orthopyroxène lors d’une hydratation. Les grains de hornblende sont généralement

xénomorphes à hypidiomorphes (≤ 3.5mm) tandis que les grains de cummingtonite sont

hypidiomorphes à idiomorphes (≤ 2.9mm) et parfois sous une forme losangique.

Quelques grains de biotite xénomorphes (≤ 2.4mm) accompagnent les amphiboles.

Les amas d’ilménite sont constitués de grains (≤ 2.8mm) partiellement

recristallisés. Ces amas sont interstitiels aux amas d’apatite et leur disposition suggère

une remobilisation de l’ilménite (Figure 26). Les amas d’apatite sont constitués de grains

xénomorphes et trapus (≤ 2.8mm) montrant quelques microfractures. Comme pour les

amas d’ilménite, les grains d’apatite sont partiellement recristallisés.

Figure 26 : Microphotographie en lumière naturelle (11-JPA-10) : Amas d’oxydes de Fe-Ti

interstitiel en contact avec un amas d’apatite dont les grains sont partiellement recristallisés. De

la hornblende et de la cummingtonite sont présentes au contact avec l’amas d’apatite.



6.2 – Les pyroxénites : mélagabbronorite et webstérite à oxyde de Fe-Ti

11-JPA-13.1 : Mélagabbronorite



186 et 187.5 mètres le long du forage. Cette roche gabbronoritique (Annexe 3) est de

couleur vert foncé et localement gris clair. La roche est homogène, massive et

magnétique. Elle est essentiellement constituée de grains moyens de pyroxènes (≤ 4mm)

et de grains interstitiels (≤ 2mm) d’oxydes de Fe-Ti et de plagioclase. Sa composition

apparente est d’environ : 65-70% de pyroxène, 15-20% de plagioclase et 10-15%

d’oxydes de Fe-Ti. Des sulfures en trace sont localement visibles.

Description microscopique (Lame mince : 11-JPA-13.1)

Cette mélagabbronorite est composée principalement de 45% d’augite, de 20%

d’hypersthène, de 15% de plagioclase et de 12% d’ilménite. La texture qui la caractérise

s’apparente à un orthocumulat de pyroxène accompagné de grains de plagioclase et

d’amas d’oxydes de Fe-Ti interstitiels (Figure 28).

L’augite se présente sous la forme de grains xénomorphes (≤ 3mm). L’augite est

fréquemment maclée et une légère ouralitisation des bordures se propage quelques fois

jusqu’au centre des grains. Les grains d’hypersthène sont xénomorphes à hypidiomorphes

Figure 27 : Mélagabbronorite : Échantillon (#M072414) prélevé entre 186 et 187.5 m le




et parfois sous la forme de phénocristaux (≤ 4.7mm). Des lamelles brun rougeâtre

d’épaisseur variable (≤ 0.2mm) sont en exsolution dans les grains de pyroxène. Ces

lamelles sont formées de rutile généralement en association avec de fines aiguilles

d’ilménite (Figure 29). Des inclusions d’augite sont fréquemment observées dans les

phénocristaux d’hypersthène.

Les plagioclases sont essentiellement des sous-grains (≤ 2.2mm) qui montrent des

évidences de déformation interne. Leurs macles sont déformées, voire ondulantes et/ou

biseautées, et leurs bordures sont légèrement suturées. Ils sont parfois accompagnés en

périphérie de quelques néoblastes (≤ 0.1mm). Quelques porphyroclastes (≤ 3.2mm) aux

macles absentes ou diffuses ont également été observés entre les grains de pyroxène.

Les amas interstitiels d’oxydes de Fe-Ti sont constitués de grains d’ilménite (≤

1.9mm) partiellement recristallisés et fréquemment de forme polygonale. Ces amas

d’ilménite sont généralement microfracturés et accompagnés de petits assemblages de

grains (≤ 0.6mm) de pyrrhotite, de pentlandite et de chalcopyrite montrant des

exsolutions de pentlandite dans la pyrrhotite. Il est également fréquent que les amas

d’ilménite soient affectés de couronnes réactionnelles partiellement développées et

constituées de grains de biotite et de hornblende

11-JPA-13.2 : Webstérite à oxyde de Fe-Ti



168 et 171 mètres le long du forage. Cette webstérite (Annexe 3) est de couleur vert

Figure 28 : Microphotographie en lumière naturelle (11-JPA-13.1) : Grains d’augite et

d’hypersthène avec plagioclase et ilménite interstitiels.

Figure 29 : Microphotographie en lumière naturelle (11-JPA-13.1) : Grains d’augite avec

exsolutions lamellaires de rutile-ilménite.



foncé à gris noirâtre métallique. La roche est homogène, massive et localement très

magnétique. Elle est essentiellement constituée de grains moyens de pyroxène (≤ 4 mm)

et de grains fins interstitiels d’oxydes de Fe-Ti (≤ 2 mm). Sa composition apparente est

d’environ: 70-80% de pyroxène et 20-30% d’oxydes de Fe-Ti. Des traces de sulfures sont

également visibles localement.


Cette webstérite à oxydes de Fe-Ti est essentiellement constituée de 40% d’augite,

de 20% d’hypersthène, de 25% d’ilménite et de 5% de magnétite. L’apparition de

magnétite et l’absence de plagioclase sont les principaux critères permettant de

différencier cette roche de l’échantillon 11-JPA-13.1. Quelques sous-grains de

plagioclase sont présents, mais ceux-ci sont cependant associés à une zone de

mélagabbronorite s’apparentant à la minéralogie et aux textures de l’échantillon 11-JPA-

13.1. Il est donc possible, à cet endroit, d’observer un contact entre une mélagabbronorite

et une webstérite riche en oxyde de Fe-Ti.

La zone à mélagabbronorite contient vraisemblablement une plus grande

abondance de grains de hornblende associés à un processus d’ouralitisation des

pyroxènes. Quelques grains de biotite en trace semblent être apparentés au

développement de coronites autour de petits amas d’ilménite.

Figure 30 : Webstérite à oxydes de Fe-Ti : Échantillon (#M072407) prélevé entre 168 et 171

m le long du forage PAU-11-63.



La zone à webstérite s’apparente à une texture d’orthocumulat d’augite et

d’hyperstène accompagné d’amas interstitiels constitués de grains partiellement

recristallisés d’ilménite (≤ 1.9mm) et de magnétite (≤ 2.1mm) (Figure 31). Comme pour

la mélagabbronorite, les pyroxènes contiennent fréquemment des exsolutions sous la

forme de lamelle brun rougeâtre de rutile-ilménite. Les grains d’augite peuvent également

s’altérer en hornblende. Ce type d’altération semble s’apparenter à une réaction

d’instabilité au contact des amas d’oxydes de Fe-Ti.

Des grains de magnétite et/ou d’ilménite secondaire sont présents en symplectite

avec des pyroxènes de taille fine à très fine (≤ 0.1mm). Cette texture suggère la

destruction d’olivine primaire. De plus, on note dans cette webstérite la présence de

quelques grains trapus d’apatite (≤ 0.7mm) et de quelques assemblages de sulfures

typiquement magmatiques constitués de grains xénomorphes (≤ 0.6mm) de pyrrhotite, de

pentlandite et de chalcopyrite.

6.3 – Les péridotites nelsonitiques

11-JPA-09 : Métapéridotite nelsonitique



169.1 et 171.3 mètres le long du forage. Cette roche d’aspect cireux est de couleur vert

foncé à noirâtre et de granulométrie fine à très fine (≤ 1mm). Elle est homogène, foliée et

Figure 31 : Microphotographie en lumière naturelle (11-JPA-13.2) : Grains d’augite et

d’hypersthène avec amas d’oxydes de Fe-Ti interstitiels formés de magnétite et d’ilménite.



faiblement magnétique. Sa composition apparente est d’environ : 50-60% de talc et de

serpentine et 40-50% d’apatite et d’oxydes de Fe-Ti. La granulométrie très fine fait en

sorte qu’il est difficile d’identifier les minéraux avec certitude. L’étude microscopique a

permis de mieux définir la minéralogie.


Cette métapéridotite nelsonitique est constituée de 40% de talc, de 30% d’apatite,

de 20% d’ilménite et de 10% de serpentine. Le talc et la serpentine y sont présents sous la

forme d’aiguille (≤ 0.2mm) constituant des grains pseudomorphes (≤ 0.5mm). Le talc

peut également être présent sous une forme fibreuse (≤ 0.8mm) marquant une forte

foliation dans la roche.

Deux types de pseudomorphes ont été identifiés dans cet échantillon (Figure 33).

Les plus abondants sont possiblement des grains recristallisés d’olivine (≤ 0.4mm)

complètement altérée en talc et parfois même en serpentine. Ce type de pseudomorphe

forment avec des grains partiellement recristallisés d’ilménite (≤ 1.1mm), une texture de

type granoblastique. En plus d’être altéré en talc et en serpentine, le deuxième type de

pseudomorphe semble avoir subi une phase supplémentaire d’altération formant une

légère zonation brunâtre sur les grains. De plus, des lamelles brunes à rougeâtre de rutile-

ilménite sont en exsolution dans ce type de pseudomorphe. Dans les échantillons du

faciès de pyroxénites, on retrouve ce type d’exsolution dans la plupart des grains de

pyroxène.

Figure 32 : Métapéridotite nelsonitique : Échantillon (#M072065) prélevé entre 169.1 et

173.3 m le long du forage PAU-11-60.



L’ilménite se présente dans la roche sous la forme de petits amas de grains parfois

polygonaux. Certains de ces grains sont altérés en rutile et sont parfois polyminéraliques

avec de la titanite (Figure 34). L’apatite est très abondante dans cet échantillon. Elle se

présente généralement sous la forme de grains (≤ 0.9mm) trapus et microfracturés ou de

forme polygonale. De la pentlandite en trace est également disséminée dans la roche.

6.4 – Les roches dioritiques : granodiorite, monzodiorites et diorite à quartz

Les roches dioritiques sont de composition légèrement plus felsique que les

roches typiquement associées à la SALSJ. Elles sont constituées de 40-65% de

plagioclase dont la calcicité varie entre An21 et An25, de 5-20% de feldspath-K, de 5-

30% de quartz et de 10-40% de minéraux ferromagnésiens comme de la hornblende

verte, de la biotite et des clinopyroxènes. Quelques grains de titanite, d’apatite et de

sulfures magmatiques comme de la pyrrhotite, de la pentlandite et de la chalcopyrite

peuvent également être observés dans les monzodiorites et la diorite à quartz. L’apatite

contenue dans ces roches est généralement disséminée en trace à 1% sous la forme de

grains idiomorphes très fins et parfois hexagonaux.

Les monzodiorites et la diorite à quartz sont généralement foliées et montrent

parfois des textures métamorphiques de type lédipoblastique, nématoblastique ou

granoblastique. Des injections de matériel granodioritique sont encaissées dans ces

roches. Ces injections sont orientées selon la foliation et montrent des évidences de

déformation ductile. En comparaison, la granodiorite (11-JPA-05) décrite lors de cette

Figure 33 : Microphotographie en lumière naturelle (11-JPA-09) : Olivines et pyroxènes

pseudomorphisés par du talc et de la serpentine dans une métapéridotite nelsonitique.

Figure 34 : Microphotographie en lumière réfléchie (11-JPA-09) : Altération de rutile et de

titanite sur ilménite formant un grain polyminéralique.



étude ne montre aucune évidence de déformation. Celle-ci est plutôt caractérisée par des

textures typiquement magmatiques.

Les grains de plagioclase et de feldspath-K contenus dans les monzodiorites et la

diorite à quartz de cette étude sont souvent difficiles à différencier en lame mince.

L’évaluation de la composition modale de celles-ci a donc été effectuée à l’aide d’une

cartographie des éléments Si, K, Fe, Ti et P à la micro-XRF.

11-JPA-05 : Granodiorite



209.1 et 209.8 mètres le long du forage. Cette granodiorite (Annexe 3) est de couleur gris

très clair à blanchâtre. La roche est homogène, massive, non magnétique et sa

granulométrie est fine à moyenne (≤ 2mm). Sa composition apparente est d’environ : 40-

50% de feldspath, 20-30% de quartz, 10-20% de feldspath-K et 10-15% de biotite. En

mégascopique, les grains de feldspath-K sont difficilement différenciables des grains de

plagioclase. Ils sont généralement de couleur légèrement plus blanchâtre.


Cet échantillon est essentiellement constitué de 40% de plagioclase, de 30% de

quartz, de 20% de feldspath-K et de 10% de biotite. En comparaison avec les autres

Figure 35 : Granodiorite : Échantillon (#H901142) prélevé entre 209.1 et 209.8 m le long du

forage PAU-11-58.



échantillons du faciès dioritique, cette granodiorite est une roche non déformée qui

montre plusieurs textures typiquement magmatiques.

À l’exception de quelques phénocristaux, la plupart des grains de plagioclase, de

feldspath-K et de quartz sont de taille moyenne (≤ 2mm) et forment une texture de type

granulaire (Figure 36). Les grains de plagioclase et de feldspath-K constituant cette

texture sont xénomorphes à hypidiomorphes et sont parfois en intercroissance (Figure

37). Ce phénomène d’intercroissance est également visible sur des grains de feldspath-K

contenant des lamelles biseautées d’albite. Ces lamelles sont d’épaisseur variable et

traduisent une texture micro-perthitique à perthitique et parfois même anti-perthitique.

Les macles en jupes écossaises typiques des grains de microcline ainsi qu’une forte

séricitisation des plagioclases sont des caractéristiques permettant de différencier

facilement les deux phases. Parmi les phénocristaux observés, ceux de feldspath-K (≤

6.1mm) sont poecilitiques et contiennent des inclusions de plagioclase et de quartz.

Les grains de quartz sont généralement xénomorphes (≤ 5mm) et interstitiels aux

grains de plagioclase et de feldspath-K. Le quartz peut également se présenter sous la

forme de fines vermicules (˂ 1mm) associées à la formation de myrmékites. Ces

vermicules de quartz sont en intercroissance avec des néo-grains d’albite (≤ 1mm) formés

au contact entre des grains de plagioclase et de microcline. Les grains de biotite (≤

1.1mm) qui coexistent avec le matériel quartzo-feldspathique sont dans la plupart des cas

fortement et parfois même entièrement chloritisés.

Figure 36 : Microphotographie en lumière naturelle (11-JPA-05) : Texture granulaire

formée de grains de plagioclase, de quartz et de feldspath-K.

Figure 37 : Microphotographie en lumière polarisée (11-JPA-05) : Plagioclase en

intercroissance avec feldspath-K formant un grain polyminéralique.



11-JPA-03 : Monzodiorite



114 et 117.3 mètres le long du forage. Cette monzodiorite (Annexe 3) est de couleur brun

verdâtre à gris clair. La roche est homogène, non magnétique et sa granulométrie est fine

à très fine (≤ 1mm). Elle est essentiellement constituée de feldspaths, de biotite et

d’amphibole. Les grains de biotite et d’amphibole suggèrent une forte foliation dans la

roche. Des injections de matériel quartzo-feldspathique sont orientées selon cette

foliation et sont parfois plissées. Ces injections sont d’épaisseur millimétrique à

centimétrique dans les zones de plissement. La composition apparente de cette

monzodiorite (excluant les injections) est d’environ : 60-70% de feldspaths et de 30-40%

de minéraux ferromagnésiens comme des amphiboles vertes et de la biotite.


Cet échantillon est principalement constitué de 55% de plagioclase, de 18% de

biotite, de 10% de feldspath-K, de 12% de hornblende et de 3% de quartz. Les

observations microscopiques suggèrent que cette monzodiorite est fortement déformée et

localement injectée d’un matériel dont la composition s’apparente à une granodiorite. Ces

injections sont constituées de grains xénomorphes (≤ 1.2mm) de plagioclase, de

feldspath-K et de quartz.

Figure 38 : Monzodiorite : Échantillon (#H900953) prélevé entre 114 et 117.3 m le long du

forage PAU-11-56.



La texture suggérée par l’agencement des grains de biotite et de hornblende de

cette monzodiorite est de type némato-lépidoblastique (Figure 39). Cette texture

métamorphique est caractérisée par le parallélisme des grains de biotite et de hornblende

qui sont orientés selon la foliation. Les grains de biotite sont xénomorphes (≤ 1mm) sous

la forme de plaquette parfois allongée tandis que les grains de hornblende sont

xénomorphes à hypidiomorphes (≤ 1.1mm). Les grains de feldspath-K sont généralement

difficiles à différencier des grains de plagioclase et de quartz. Ils sont xénomorphes (≤

0.8mm), dépourvus de macle et parfois micro-perthitique. Les grains de plagioclase sont

également xénomorphes (≤ 0.8mm) et occasionnellement non maclés. Ils forment

localement une texture de type granoblastique avec les grains de feldspath-K et de quartz.

Quelques grains xénomorphes d’ilménite (≤ 0.3mm) et de sulfures (≤ 0.2mm) sont

disséminés dans la roche. Ces sulfures ont été identifiés comme de la pentlandite et de la

chalcopyrite. De l’apatite est également présente en trace sous la forme de grain

idiomorphe (≤ 0.2mm) parfois même hexagonal.

6.4.1c - 11-JPA-08 : Monzodiorite



271.3 à 274.7 mètres le long du forage. Cette monzodiorite (Annexe 3) est de couleur

brun verdâtre à gris clair. La roche est homogène, foliée, faiblement magnétique et sa

granulométrie est très fine (˂ 1mm). Elle est principalement constituée de feldspaths et de

Figure 39 : Microphotographie en lumière naturelle (11-JPA-03) : Monzodiorite montrant

une texture némato-lépidoblastique caractérisée par l’alignement de grains de hornblende et

de biotite.



biotite. L’agencement des grains de biotite suggère une forte foliation dans la roche.

Quelques injections composées de matériel quartzo-feldspathique sont orientées selon

cette foliation. La composition apparente de cette monzodiorite (excluant les injections)

est d’environ : 60-70% de feldspaths et 30-40% de minéraux ferromagnésiens comme de

la biotite.


Cette monzodiorite est constituée de 50% de plagioclase, de 28% de biotite, de

12% de clinopyroxène et de 10% de feldspath-K. En comparaison avec les autres

monzodiorites du faciès dioritique, celle-ci est caractérisée par une granulométrie

légèrement plus fine.

La texture suggérée par l’agencement des grains de biotite est de type

lépidoblastique (Figure 41). Cette texture est caractérisée par le parallélisme des grains de

biotite qui sont orientés selon la foliation. Ces grains sont xénomorphes (≤ 0.6mm) et

généralement sous la forme de plaquette parfois allongée. Les grains de clinopyroxène

sont xénormophes (≤ 0.8mm) et généralement en contact avec la biotite. Les grains de

feldspath-K sont difficiles à différencier des grains de plagioclase. Ils sont xénomorphes

(≤ 0.5mm), dépourvus de macle et parfois micro-perthitique. Les grains de plagioclase

sont également xénomorphes (≤ 0.5mm) et occasionnellement non maclés. Ils forment

localement une texture granoblastique avec les grains de feldspath-K.

Figure 40 : Monzodiorite : Échantillon (#H901291) prélevé entre 271.3 et 274.7 m le long

du forage PAU-11-59.



Des grains idiomorphes d’apatite (≤ 0.1mm) et des assemblages de sulfure

magmatique sont également présents en trace et disséminés dans la roche. Quelques

injections de matériel granodioritique sont orientées selon la foliation et principalement

composées de grains xénomorphes (≤ 1mm) de plagioclase, de feldsapth-K et de quartz

(Figure 42). Les grains de feldspath-K contenus dans ces injections montrent parfois une

texture de type micro-perthitique.

11-JPA-11.1 : Monzodiorite



297 et 300 mètres le long du forage. Cette monzodiorite (Annexe 3) est de couleur brun

verdâtre à gris clair. La roche est homogène, localement légèrement magnétique et sa

granulométrie est fine (≤ 2mm). Elle est essentiellement composée de feldspaths, de

biotite et d’amphibole verte. Les grains de biotite et d’amphibole montrent une foliation

dans la roche. La composition apparente de cette monzodiorite est d’environ : 60-70% de

feldspaths, 15-20% d’amphibole et 15-20% de biotite. Contrairement aux autres

monzodiorites étudiées, il est possible d’observer dans cet échantillon mégascopique

quelques grains (˂ 1mm) de titanite et de sulfure en trace.

Figure 41 : Microphotographie en lumière naturelle (11-JPA-08) : Monzodiorite montrant

une texture lépidoblastique caractérisée par le parallélisme des grains de biotite.

Figure 42 : Microphotographie en lumière polarisée (11-JPA-08) : Injection de granodiorite

orientée selon la foliation.




Cet échantillon est constitué de 50% de plagioclase, 17% de feldspath-K, 15% de

hornblende et 14% de biotite. En comparaison avec les autres monzodiorites, celle-ci

montre une granulométrie légèrement plus grossière et possède un contenu en titanite

(Figure 44).

La texture suggérée par l’agencement des grains de biotite et de hornblende est

localement de type némato-lépidoblastique. Cette texture est caractérisée par des grains

subparallèles à parallèles de biotite xénomorphe (≤ 1.2mm) et de hornblende xénomorphe

à hypidiomorphe (≤ 1.5mm). Comme pour les autres monzodiorites, les grains de

feldspath-K et de plagioclase sont difficiles à différencier. Les deux phases sont

xénomorphes (≤ 1.5mm) et forment localement une texture granoblastique entre les

minéraux ferromagnésiens.

La titanite se présente généralement sous la forme de grains xénomorphes à

hypidiomorphes (≤ 0.9mm). Des grains idiomorphes d’apatite (≤ 0.3mm) parfois de

forme hexagonale et des assemblages de sulfures sont disséminés en trace. La roche

contient également des zones enrichies de grains xénomorphes (≤ 3mm) de quartz et de

feldspath-K suggérant la présence d’injections dont la composition s’apparente à une

granodiorite.

Figure 43 : Monzodiorite : Échantillon (#M072319) prélevé entre 297 et 300 m le long du

forage PAU-11-62.



11-JPA-11.2 : Diorite à quartz et granodiorite



297 et 300 mètres le long du forage directement en contact avec l’échantillon 11-JPA-

11.1. La roche est hétérogène, localement faiblement magnétite et sa granulométrie est

fine (≤ 1mm). Elle est constituée de zones mélanocrates (diorite à quartz) et leucocrates

(granodiorite), donnant à la roche une allure gneissique. Les zones mélanocrates sont de

couleur brun verdâtre à gris clair et sont essentiellement composées de feldspaths, de

quartz et de biotite. L’agencement des grains de biotite suggère une foliation dans la

roche. La composition apparente des zones mélanocrates est d’environ : 60-70% de

feldspaths, de 5-10% de quartz, de 15-20% de biotite et de 1-2% de titanite. Quelques

sulfures sont visibles en trace sur l’échantillon mégascopique.

Les zones leucocrates sont considérées comme des injections de matériel quartzo-

feldspathique. Elles sont de couleur gris clair à blanchâtre, localement rose saumon, et

leur composition apparente est d’environ : 50-55% de plagioclase, de 25-35% de quartz

et de 10-15% de feldspath-K.

Figure 44 : Microphotographie en lumière naturelle (11-JPA-11.1) : Monzodiorite à

hornblende et biotite montrant quelques grains de titanite et d’apatite.




Cette roche est composée de deux domaines bien définis. Le premier domaine est

une diorite à quartz à grains fins constituée de 65% de plagioclase, 20% de biotite, 8% de

quartz et de 3% de feldspath-K.

La texture suggérée par l’agencement des grains est de type lépidoblastique à

grano-lépidoblastique (Figure 46). Cette texture est caractérisée par des grains

xénomorphes (≤ 0.9mm) de plagioclase, de feldspath-K et de quartz formant localement

une texture granoblastique entre des grains de biotite (≤ 2.1mm) subparallèles à parallèles

entre eux. Comme pour les monzodiorites, les grains de plagioclase et de feldspath-K

sont dépourvus de macles et sont difficiles à différencier.

Un halo pléochroïque est formé dans les grains de biotite contenant des inclusions

d’apatite (Figure 47). Celle-ci est disséminée (≈1%) dans la roche sous la forme de grain

hexagonal (≤ 0.3mm). Des grains xénomorphes de titanite (≤ 1mm) et d’ilménite (≤

0.3mm) forment localement des symplectites. Des grains hypidiomorphes de zircon (≤

0.1mm) et des grains xénomorphes d’allanite (≤ 0.3mm) sont présents en trace et forment

également un halo pléochroïque lorsqu’ils sont en inclusions dans de la biotite.

Le deuxième domaine est un matériel granodioritique à grains fins encaissé dans

la diorite à quartz. Ces injections sont constituées de 55% de plagioclase, de 30% de

quartz, de 15% de feldspath-K et de micas en trace (Figure 48). Les grains de feldspath-K

Figure 45 : Diorite à quartz : Échantillon (#M072319) prélevé entre 297 et 300 m le long du

forage PAU-11-62.



sont xénomorphes (≤ 1mm), maclés en jupe écossaise et très peu altérés tandis que les

grains de plagioclase sont xénomorphes (≤ 1mm), rarement maclés, mais généralement

séricitisés. Ceux-ci sont accompagnés de quartz en rubans polycristallins (≤ 6.5mm)

(Figure 46) orientés selon la foliation et suggérant une déformation ductile importante

dans la roche.


naturelle (11-JPA-11.2) : Texture lépidoblastique à

grano-lépidoblastique d’une diorite à quartz au

contact d’une injection de granodiorite montrant des

grains de quartz en ruban.


naturelle (11-JPA-11.2) : Grains d’apatite formant un

halo pléocroïque en inclusion dans un grain de biotite.

Figure 48 : Microphotographie en lumière polarisée

(11-JPA-11.2) : Injection de granodiorite formée de

grains de plagioclase, de feldspath-K et de quartz.



7 – Géochimie des éléments majeurs

7.1 – Cartographie des éléments majeurs à la microflurescence-X (XRF) Afin d’estimer la composition modale des échantillons contenant des phases

silicatées difficiles à différencier, des cartes des éléments majeurs Si, K, Fe, Ti et P ont

été réalisées pour les échantillons dioritiques suivants : 11-JPA-03, 11-JPA-08, 11-JPA-

11.1 et 11-JPA-11.2. Les résultats obtenus suite à cette cartographie à la micro XRF sont

présentés à l’annexe 4.

Correspondance des cartes chimiques

Les figures 49 à 52 montrent la compilation des cartes chimiques pour chacun des

échantillons analysés.

Les cartes du potassium (K) et du phosphore (P) correspondent respectivement

aux grains de feldspath-K et d’apatite pour tous les échantillons.

Les cartes de la silice (Si) correspondent aux grains de quartz pour les

échantillons 11-JPA-03 et 11-JPA-11.2 et aux grains de plagioclase pour

l’échantillon 11-JPA-11.1

Les cartes du titane (Ti) correspondent aux grains d’ilménite pour l’échantillon

11-JPA-03, aux grains de biotite pour l’échantillon 11-JPA-08, aux grains de

titanite pour l’échantillon 11-JPA-11.1 et aux grains d’ilménite et de titanite pour

l’échantillon 11-JPA-11.2.

Les cartes du fer (Fe) correspondent aux grains de biotite et de hornblende pour

les échantillons 11-JPA-03 et 11-JPA-11.1, aux grains de clinopyroxène pour

l’échantillon 11-JPA-08 et aux grains de biotite pour l’échantillon 11-JPA-11.2.

Les plagioclases pour les échantillons 11-JPA-03, 11-JPA-08 et 11-JPA-11.2 ne

correspondent à aucun élément chimique analysé lors de cette cartographie.



Figure 49 : Superposition des cartes des éléments K, Fe, Si, Ti et P (Micro XRF) sur une

mosaïque de microphotographies (4) pour la lame mince 11-JPA-03.

Figure 50 : Superposition des cartes des éléments K, Fe, Ti et P (Micro XRF) sur une

mosaïque de microphotographies (4) pour la lame mince 11-JPA-08.




mosaïque de microphotographies (4) pour la lame mince 11-JPA-11.1.


mosaïque de microphotographies (4) pour la lame mince 11-JPA-11.2.



7.2 – Éléments majeurs sur roche-totale Les résultats des analyses ME-XRF06 fournis par Ressources d’Arianne (Annexe

5) correspondent à des analyses de sections de forage d’une longueur variant entre 1.0 et

3.8 mètres. Il est possible d’envisager que chaque section de forage analysée ne soit pas

tout à fait homogène et représentative par rapport à la lame mince correspondante. Les

résultats d’analyse correspondants aux lames minces 11-JPA-05 et 11-JPA-08 ne

corrèlent pas avec la minéralogie identifiée lors de l’étude pétrographique. Les résultats

d’analyse ont seulement été utilisés afin de comparer les échantillons du faciès

anorthositique. Les échantillons 11-JPA-01, 11-JPA-02, 11-JPA-04 et 11-JPA-10 sont

considérés par Arianne comme du minerai, car ils contiennent plus de 2,43% de P2O5

tandis que les échantillons 11-JPA-06, 11-JPA-07 et 11-JPA-12, sont considérés comme

des roches stériles. Afin de mettre en évidence les différences géochimiques entre les

échantillons minéralisés et les échantillons stériles du faciès anorthositique, quelques

diagrammes binaires et un diagramme multi-éléments ont été réalisés (Figures 53 et 54).

7.2.1 – Particularités géochimiques des roches anorthositiques minéralisées par rapport aux roches anorthositiques stériles

Le diagramme multi-éléments présenté à la figure 53 a été réalisé afin de mettre

en évidence les particularités géochimiques des échantillons anorthositiques minéralisés

par rapport à la composition moyenne des échantillons anorthositiques stériles. Selon ce

diagramme, il est possible de constater que les échantillons minéralisés sont

systématiquement enrichis en TiO2 et en CaO et sont systématiquement appauvris en

MgO et en SiO2.

Selon Deer, Howie et Zussman (1963), l’apatite contient entre 50.31 et 55.88 %

de CaO. L’apatite a donc une grande influence sur le contenu en CaO des roches

anorthositiques. Le diagramme CaO versus P2O5 (Figure 54a) suggère effectivement que

l’apatite influence le contenu en CaO roche totale. Le TiO2 contenu dans les roches

anorthositiques est pour sa part, influencé par la quantité d’ilménite. Le diagramme TiO2

versus P2O5 présenté à la figure 54b suggère que lorsqu’il y a un enrichissement en P2O5

(en apatite), il y a également un enrichissement en TiO2 (en ilménite).

Le MgO dans les roches anorthositiques de cette étude est contrôlé par les

minéraux ferromagnésiens comme l’olivine et l’orthopyroxène. Comparativement au

diagramme multi-éléments présenté à la figure 53, le diagramme MgO versus P2O5

(Figure 54c) ne démontre pas de façon significative que le MgO des échantillons diminue

en fonction de l’enrichissement en P2O5. L’appauvrissement systématique en MgO

observé pour les échantillons minéralisés résulte en partie du fait que dans la moyenne

des roches stériles, deux échantillons sont particulièrement riches en MgO (voir figure

54c).

Selon Fredette (2006), les plagioclases contrôlent la majeure partie du Na2O, de

l’Al2O3 et du SiO2 dans les roches anorthositiques. Le diagramme SiO2 versus P2O5

(Figure 54d) démontre que les échantillons appauvris en P2O5 sont légèrement enrichis en

SiO2 par rapport aux échantillons minéralisés. L’étude pétrographique réalisée lors de ce

projet suggère effectivement que les roches anorthositiques appauvries en P2O5 sont, en

moyenne, plus riches en plagioclases que les roches enrichies en P2O5.



Figure 53

Figure 53 : Diagramme multi-éléments montrant l’enrichissement en TiO2 et en CaO ainsi

que l’appauvrissement en MgO et en SiO2 des échantillons anorthositiques minéralisés en

comparaison avec la composition moyenne des échantillons anorthositiques stériles.



Figure 54a Figure 54b

Figure 54c Figure 54d

Figure 54 : Diagrammes binaires des échantillons anorthositiques : a) CaO versus P2O5 ; b)

TiO2 versus P2O5 ; c) MgO versus P2O5 ; d) SiO2 versus P2O5.



8 – Discussion

8.1 – Étude pétrographique des roches anorthositiques Les roches anorthositiques du secteur du Lac à Paul sont caractérisées par des

assemblages minéralogiques principalement constitués de plagioclase, de minéraux

ferromagnésiens, d’oxydes de Fe-Ti et d’apatite (± sulfure). Trois principaux

assemblages ont été observés parmi les échantillons de ce faciès. La proportion d’apatite

et d’oxydes de Fe-Ti dans chacun de ces assemblages est variable. Certains échantillons

sont stériles tandis que d’autres ont un contenu en apatite et en oxydes de Fe-Ti d’intérêt

économique.

Assemblage 1 : Plagioclase + olivine + apatite + oxydes de Fe-Ti

L’assemblage 1 est typique des leucotroctolites. Les échantillons mégascopiques

montrent que les leucotroctolites sont des roches hétérogènes, massives et de

granulométrie variable. Les minéraux de nature primaire sont généralement de taille

moyenne à grossière tandis que les minéraux issus du métamorphisme sont de taille plus

fine.

Les plagioclases dans les leucotroctolites illustrent un faible taux de

recristallisation. Ceux-ci montrent une texture de type protoclastique qui se traduit sur les

échantillons mégascopiques par la présence de cristaux de couleur mauve clair à violacé.

En lame mince, ces cristaux de plagioclase sont généralement à l’état de sous-grains

accompagnés en bordure de quelques néoblastes marquant le début de la recristallisation.

Sur les échantillons mégascopiques, l’olivine, l’apatite et les oxydes de Fe-Ti forment

généralement des zones distinctes de couleur vert olive à gris brunâtre et localement

blanchâtre lorsque l’apatite est abondante. Des coronites sont parfois visibles autour des

grains d’olivine et d’oxydes de Fe-Ti. En lame mince, il est possible d’observer que

l’apatite et les oxydes de Fe-Ti forment généralement des amas distincts qui sont

systématiquement en contact. Quelques évidences de recristallisation partielle ont été

observées dans les grains d’apatite et d’oxydes de Fe-Ti. Contrairement aux autres roches

du faciès anorthositiques, de la magnétite a été observée dans les amas d’oxydes de Fe-Ti

des leucotroctolites.

La proportion des minéraux secondaires dans ce type d’assemblage est

principalement contrôlée par la formation de coronite autour des olivines et des oxydes

de Fe-Ti. Ces coronites sont parfois visibles sur les échantillons mégascopiques. Elles

sont formées à partir d’une réaction subsolidus de déséquilibre en présence d’eau

(Fredette, 2006). Les coronites autour des olivines sont généralement caractérisées par

une couronne interne d’orthopyroxène ± spinelle et d’une couronne externe d’édénite.

Les coronites autour des oxydes de Fe-Ti sont caractérisées d’une couronne interne de

biotite et d’une couronne externe de hornblende verte au contact avec les plagioclases.

Dans certains cas, l’olivine est complètement transformée en symplectite de magnétite

vermiculaire et d’orthopyroxène. La transformation de l’olivine permet de libérer du

magnésium qui influence la formation de coronite autour des oxydes de Fe-Ti. Selon

Whitney et McLelland (1983), la paragenèse qui résume la formation de coronite dans les

roches troctolitiques est la suivante :



Plagioclase + Oxydes de Fe-Ti + Olivine + H2O = Hornlende + Spinelle +

Orthopyroxène + Biotite + Plagioclase plus sodique (5)

Assemblage 2 : Plagioclase + orthopyroxène + apatite + oxydes de Fe-Ti

L’assemblage 2 correspond aux roches noritiques. Les échantillons

mégascopiques montrent que les leuconorites et la norite sont des roches généralement

hétérogènes, massives et de granulométrie variable selon la proportion de minéraux de

nature secondaire.

Le taux de recristallisation des plagioclases dans les roches noritiques est illustré

par une texture protoclastique. Celle-ci est traduite sur les échantillons mégascopiques,

par la présence de cristaux de plagioclase de couleur mauve à violacé. En lame mince,

ces cristaux de plagioclase sont sous la forme de phénocristaux qui sont parfois réduits à

l’état de sous-grains et sont accompagnés de quelques néoblastes en bordure. Sur les

échantillons mégascopiques, l’orthopyroxène, l’apatite et les oxydes de Fe-Ti forment

généralement des zones distinctes de couleur gris brunâtre à verdâtres et localement vert

clair à blanchâtre lorsque l’apatite est abondante. En lame mince, la minéralisation en

apatite et en oxydes de Fe-Ti est généralement sous la forme d’amas distincts dont les

grains montrent des évidences de recristallisation partielle. Dans certains échantillons, il

est possible d’observer quelques mosaïques de grains d’orthopyroxène formant une

texture granoblastique qui suggère une recristallisation à l’équilibre.

L’apparition de biotite, de hornblende verte et de spinelle dans les roches

noritiques est directement liée à la formation de coronite autour d’oxydes de Fe-Ti et

d’orthopyroxène. Les coronites autour des orthopyroxènes sont caractérisées par une

couronne de hornblende verte au contact avec les plagioclases. Selon Fredette (2006), ce

type de coronite serait le résultat de l’altération des orthopyroxènes en présence d’eau. La

présence de symplectite de magnétite vermiculaire et d’orthopyroxène dans la norite

suggère la destruction complète d’olivine primaire. Selon cette observation, cette norite

pourrait avoir eu une composition d’origine plus troctolitique.

Assemblage 3 : Plagioclase + cummingtonite + hornblende + apatite + oxydes de Fe-Ti

L’assemblage 3 est typique des gabbros à amphibole. L’étude pétrographique a

permis de démontrer que ce type d’assemblage correspond aux roches anorthositiques les

plus évoluées au point de vue de la minéralogie et de la déformation. Les échantillons

mégascopiques montrent que les gabbros à amphibole sont des roches hétérogènes et

légèrement foliées. La granulométrie est fine à moyenne et localement grossière lorsque

des phénocristaux de plagioclase sont présents.

Les plagioclases contenus dans les gabbros à amphibole montrent une texture de

type porphyroclastique. Cette texture illustre un haut taux de recristallisation des

plagioclases en réponse à la déformation. Sur les échantillons mégascopiques, elle se

traduit par la présence de phénocristaux de plagioclase bleu entourés de fins néoblastes



blanchâtres formant des bandes leucocrates qui sont parfois d’épaisseur centimétrique.

Ces bandes sont en alternance avec des bandes mélanocrates composées d’amphiboles, de

biotite, d’apatite et d’oxydes de Fe-Ti. En lame mince, la minéralisation en apatite et en

oxydes de Fe-Ti se présente sous la forme d’amas distincts distribués selon la foliation.

L’apparition de la cummingtonite et de la hornblende verte suggère que la

déformation serait à l’origine d’un processus d’hydratation qui aurait contribué à la

transformation d’orthopyroxènes en amphibole. La cummingtonite serait alors issue

d’une réaction entre les orthopyroxènes et les plagioclases qui pourraient indiquer un

métamorphisme dont les conditions correspondraient au faciès d’amphibolite supérieur

(Hébert et Beaumier, 2000). La présence de reliques de cummingtonite en inclusion dans

la hornblende suggère que la cummingtonite se soit ensuite rétrogradée en hornblende.

L’absence de coronite dans les gabbros à amphibole suggère que la déformation serait

plus jeune que la formation des coronites dans les roches anorthositiques.

8.2 – Étude géochimique des roches anorthositiques Mise à part la proportion d’apatite et d’oxydes de Fe-Ti, l’étude pétrographique

n’a pas permis de démontrer que les roches anorthositiques stériles et minéralisées sont

différentes au point de vue de la minéralogie et des textures.

Comme il a été vu à la section 7.2, l’étude géochimique des éléments majeurs

révèle que les principales différences entre les roches anorthositiques stériles et

minéralisées reflètent la proportion de silicates par rapport à la proportion d’apatite et

d’oxydes de Fe-Ti. En d’autres mots, plus il y a d’apatite et d’oxydes de Fe-Ti, moins il y

a de silicate et vice-versa. Cependant, il a été démontré que l’appauvrissement

systématique en MgO des roches anorthositiques minéralisées provient du fait que, dans

la moyenne des roches stériles, deux échantillons sont particulièrement riches en MgO.

En ne considérant que les roches anorthositiques minéralisées, on remarque plutôt que le

MgO augmente légèrement avec le contenu en apatite. Cela suggère donc que la

proportion de minéraux magnésiens augmente avec la proportion d’apatite dans les

roches anorthositiques minéralisées.



9 – Conclusions et recommandations Ce projet de fin d’études a été réalisé en partenariat avec Les Ressources

d’Arianne Inc. et la Chaire de Recherche du Canada en Métallogénie Magmatique de

l’Université du Québec à Chicoutimi. Le projet avait pour but de caractériser les roches

encaissantes d’un des dépôts de Fe-Ti-P (Zone Paul) du secteur du Lac à Paul. Suite à

l’étude pétrographique, dix lithologies ont été identifiées et divisées en quatre différents

faciès :

1) Les roches anorthositiques

a. Leucotroctolite (2)

b. Leuconorite (2)

c. Norite (1)

d. Gabbro à amphibole (2)

2) Les pyroxénites

a. Mélagabbronorite (1)

b. Webstérite à oxydes de Fe-Ti (1)

3) Les péridotites nelsonitiques

a. Métapéridotite nelsonitique (1)

4) Les roches dioritiques

a. Monzodiorites (3)

b. Diorite à quartz (1)

c. Granodiorite (1)

Les principaux objectifs du projet étaient : 1) identifier la minéralogie de chaque

échantillon; 2) identifier les textures associées à cette minéralogie; 3) identifier les

principales différences entre les roches anorthositiques minéralisées et stériles.

L’étude pétrographique a permis de démontrer que chaque faciès de roche est

caractérisé par des assemblages minéralogiques et des textures qui ne sont généralement

pas communs aux autres faciès. On note également qu’à l’exception d’un échantillon de

granodiorite et de deux pyroxénites, les roches étudiées montrent des évidences de

déformations qui se traduisent par une recristallisation des grains ou par l’alignement de

certains minéraux. De plus, la présence de minéraux secondaires issus de la formation de

coronites dans les roches anorthositiques suggère des conditions de température et de

pression correspondant à un métamorphisme entre les faciès d’amphibolite supérieur et

de granulite inférieure.

À l’exception des proportions d’apatite et d’oxydes de Fe-Ti, les descriptions

pétrographiques et l’étude géochimique n’ont pas permis de démontrer l’existence de

différences marquées entre les roches anorthositiques minéralisées et stériles. L’écart

maximal observé entre les échantillons anorthositiques minéralisés et stériles est de 15%

d’apatite, soit 4,79% de P2O5 selon les analyses fournies par Arianne. Serait-il possible



d’observer des différences entre des roches anorthositiques minéralisées et stériles qui

montrent un écart supérieur à 15% d’apatite?

Quelques recommandations qui permettraient d’apporter certaines précisions

ressortent de cette présente étude :

1) Réaliser une étude pétrographique et géochimique à partir d’échantillons

collectés dans un seul et même forage dont la séquence anorthositique serait la

plus représentative du dépôt. Cette étude pourrait permettre d’identifier les

différences entre les roches anorthositiques minéralisées et stériles selon leur

position stratigraphique.

2) Réaliser des analyses sur roche-totale et sur la chimie minérale des éléments

traces des échantillons anorthositiques afin de vérifier si les roches

anorthositiques minéralisées et stériles possèdent leur propre signature

géochimique.

3) Réaliser des analyses à la microsonde et au LA-ICP-MS (Laser Ablation-

Inductively Coupled Plasma-Mass Spectrometry) afin de vérifier si la

composition des minéraux montre des différences dans les roches

anorthositiques minéralisées et stériles.



10 – Références Daigneault, R., Gobeil, A., et Hébert, C. 1999. Chevauchements et décrochements

grenvilliens : comparaison des styles structuraux des secteurs Manitou, Manicouagan et

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Henri-de-Taillon area (Grenville Province): A relic of a layered complex. Canadian

Mineralogist, 26: 1013-1025.



Annexe 1 : Localisation des échantillons



Annexe 2 : Composition modale et synthèse pétrographique des

échantillons











Annexe 3 : Classification des échantillons





Annexe 4 : Estimation de la composition modale des roches

dioritiques (Analyses à la micro XRF)





Annexe 5 : Analyses ME-XRF06 des éléments majeurs

Documents

Caractérisation des roches encaissantes du dépôt de Fe-Ti ...bibvir2.uqac.ca/archivage/travaux/030373760/PFE_JPA_FINAL.pdf · Figure 49 : Cartographie à la micro XRF de la lame