Manuel de Gîtologie de Jebrack

Manuel de gîtologie Version 3.1 Mi c h el J é b r ak Université du Québec à Montréal, Département des Sciences de la Terre Copyright © 1996 -

2007 Michel Jébrak 

Dernière mise à jour : 07/17/2007 13:24:05

 [email protected]  jebrak.michel@uqam. ca

Sommaire

Avant-Propos INTRODUCTION 1.1 Notion de gîte minéral 1.2 Métallogénie 1.3 Epoques et provinces métallogéniques métallogéniques 1.4 Méthodes d'étude des gîtes minéraux 1.5 Références

2. LES GÎTES DU PLUTONISME MAFIQUE ET ULTRAMAFIQUE 2.1 Cadre géologique 2.2 Complexes stratifiés à chrome, cuivre-nicke et platinoïdes 2.3 Komatiites à nickel 2.4 Ophiolites à chrome et platinoïdes 2.5 Anorthosites à titane 2.6 Références

3. LES GÎTES DU PLUTONO-VOLCANISME ALCALIN 3.1 Cadre géologique 3.2 Carbonatites 3.3 Kimberlites et lamproïtes 3.4 Magmatisme alcalin différencié 3.5 Oxydes de fer à Cu-UCu-U-Au-REE Au-REE 3.6 Références 1

4. LES GÎTES DU PLUTONISME FELSIQUE 4.1 Cadre géologique 4.2 Pegmatites granitiques graniti ques 4.3 Coupoles à étain-tungstène 4.4 Episyénite à uranium 4.5 Porphyres à cuivre 4.6 Porphyres à molybdène et à étain 4.7 Gîtes métasomatiques à Cu-Pb-Zn-W 4.8 Références

5. LES GÎTES DU VOLCANISME AÉRIEN FELSIQUE 5.1 Cadre géologique 5.2 Gisements épithermaux proximaux proximaux à cuivre et or 5.3 Gisements épithermaux neutres à or et argent 5.4 Maars et diatrèmes alcalins à or 5.5 Remplacements à or et métaux de base 5.6 Références

6. LES GÎTES FILONIENS DE LA CROÛTE MOYENNE ET PROFONDE 6.1 Cadre géologique 6.2 Cisaillements à or 6.3 Filons à Pb-Zn-F-Ba 6.4 Filons à petits métaux 6.5 Références

7. LES GÎTES DU VOLCANISME SOUS-MARIN 7.1 Cadre géologique 7.2 Ophiolites à Cu-Zn 7.3 Volcanisme bi-modal à Pb-Zn-Cu 7.4 Gîtes de type sedex 7.5 Références

8. LES GITES SEDIMENTAIRES 8.1 Cadre géologique 8.2 Formations de fer (BIF) 8.3 Gisements de manganèse 8.4 Références

9. LES GISEMENTS DIAGÉNÉTIQUES DIAGÉNÉTIQUES 9.1 Cadre géologique 9.2 Cuivre des pélites 9.3 Grès à Uranium 9.4 Gisements à PbZnF P bZnF dans les couvertures sédimentaires 9.5 Filons en extension 9.6 Références

10. LES GITES D ALTERATION ’

10.1 Cadre géologique 10.2 Gisements de nickel latéritique latérit ique 2

10.3 Gîtes d'or supergène 10.4 Gîtes de manganèse résiduel 10.5 Bauxites 10.6 Références

11. PLACERS ET PALEOPLACERS 11.1 Cadre géologique 11.2 Placers fluviatiles 11.3 Paléoplacers deltaïques à or 11.4 Sables noirs des placers marins 11.5 Références Avant-Propos Les ressources minérales constituent un domaine économique important. L'exploration L'exploration pour l'or ou le fer a souvent été un des moteurs de l'expansion économique des pays pays développés au cours du XVII et du XIXème siècle. La diversification des besoins en matières premières minérales s'est faite senti r tout au cours du XXème siècle. Dans les pays les plus développés, l'industrie l'industrie minière connaît une récession depuis une dizaine d'années, à la fois du fait de la découverte de gisements de plus en plus riches dans les pays du Sud et de contraintes sociales et environnementales de plus en plus marquées. Le recyclage vient maintenant concurrencer la cueillette des métaux. Par contre, dans les pays moins avancés, l'industrie minière reste un des moteurs importants du développement économique, économique, même si elle souffre d'un manque de capitaux et de compétences locaux. La recherche et l'exploitation des ressources minérales connaissent donc de profondes modifications. La gestion de ces ressources non renouvelables devra donc prendre en compte de plus en plus la notion notio n de développement durable. La formation des géologues dans le domaine des gîtes minéraux reste souvent insuffisante. insuffisante. Ainsi, la spécialisation et le cloisonnement des disciplines qui constituent les Sciences de la Terre t endent à masquer leur intérêt économique et social. Nombre de géologues, géologues, dans les pays du Sud comme dans les  pays du Nord, ne disposent disposent pas des outils outils nécessaires à une valorisation de de leur connaissance connaissance théorique. théorique. C'est pourquoi ce manuel de gîtologie a pour objectif de présenter aussi succinctement que possible les  principales concentrations concentrations minérales. minérales. Alors que que de nombreux bons bons manuels en anglais ont paru au cours de ces dernières années, il n'existe pas de livre bon marché présentant les grandes lignes de la géologie des gîtes métallifères. Le présent document est diffusé sur Internet au format du WEB. Il s ’agit de notes du cours " Gîtes Métallifères " donné en deuxième année du Baccalauréat en Géologie de l’Université l’Université du Québec à Montréal. Le cours ne prétend pas à l’exhaustiv l’exhaustivité, ité, mais donne un aperçu des principaux types de gisements auxquels les étudiants québécois peuvent être confronté. Nous avons choisi de privilégier les l es gisements et les publications du monde francophone afin d'être le plus proche de nos lecteurs. Ces notes ne remplacent pas un ouvrage de synthèse. Les lacunes sont nombreuses et l’auteur l’auteur sera sensible à toutes les remarques qui pourraient lui être adressées par courrier électronique ([email protected]). Je remercie enfin Michel Gauthier et tous les étudiants de l’UQAM l’UQAM qui ont suivi ce cours pour leurs commentaires, ainsi que Luc Harnois pour la transformation t ransformation de ces notes au format HTML.

1. INTRODUCTION

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11. Notion de gîte minéral 12. Métallogénie 13. Époques et provinces métallogéniques 14. Méthodes d’ d ’étude des gîtes minéraux

1.1 Notion de gîte minéral Les minéraux sont à la base des civilisations: après l'âge de la pierre, l'humanité a toujours cherché à diversifier ses sources de matières premières (cuivre, fer, plus de 80 éléments aujourd'hui). L'étude des gîtes minéraux a justifié l’essor l’essor de la géologie. Après les alchimistes du Moyen Âge, les premières études scientifiques sont celles des érudits de la Renaissance en Europe Centrale, en particulier Georg Bauer (1494-1555), dit Agricola. Les travaux ont ensuite suivi les l es développements de la métallurgie, en  particulier en Europe Europe centrale et dans dans l'Ouest américain. Un gisement est une concentration minérale exploitable économiquement. économiquement. Le facteur de concentration correspond au taux d'enrichissement en un élément chimique, c'est à dire au rapport entre sa teneur moyenne d'exploitation et son abondance dans la croûte ( clarke). Il n'est pas le même pour tous les métaux (tableau 1.1). On distinguera les concentrations métallifères, où l'on va détruire la structure des minéraux pour en extraire un élément, par exemple la sphalérite pour le zinc, des concentrations de minéraux dits industriels où l'on conserve la structure naturelle tout en l'aménageant, comme c'est le cas  pour l'amiante. Tableau 1.1: Concentrations métalliques et facteurs fact eurs de concentration élément

teneur moyenne

teneur

facteur de

taille des

dans la croûte

d’exploitation

concentration

gisements

continentale

géants (Mt)

Fe

7,4 %

60 %

8

Ti

0,54 %

35 %

65

 Ni

0,011 %

3%

270

>5,8

Pb

16 ppm

10 %

1 250

>1.6

Sn

2,5 ppm

1%

4 000

>0,25

Au

0,3 ppb

10 g/t (=10 ppm)

30 000

>0,00034

La notion de gisement repose sur une base économique et politique. Ainsi, il y a lieu de prendre en compte plusieurs types de facteurs liés au gisement lui-même, lui -même, à la structure du marché et à des considérations politiques. La situation géographique (éloignement, coûts de l’énergie l’énergie et de la main d’’uvre), ’’uvre), le mode d'exploitation, les coûts métallurgiques (maille de libération, substances pénalisantes, pénalisantes, mode de traitement etc.) sont des facteurs liés au gisement. Les facteurs liés à la structure du marché tel l'existence de monopole, d'oligopole d'oligopole ou une u ne concurrence plus ou moins vive influenceront largement la viabilité d'une exploitation. Les substances minérales jouent également un grand rôle politique et suscitent donc l’intérêt l’intérêt des gouv gouvernements: ernements: indépendance énergétique, métaux militairement stratégiques, développement développement régional et fixation de population, acquisition de monnaie. Les différents métaux présentent donc un intérêt variable dans le temps et dans l'espace.

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L'étude des gîtes métallifères s'appuie sur un vocabulaire rigoureux. Un  gîte est une concentration qui n'est pas toujours exploitable; cette notion va au-delà des tendances immédiates du marché. Un  indice est une indication de la présence de minéralisation sans valeur économique; économique; les anglo-saxons utilisent souvent souvent le terme t erme d’ d ’occurrence, impropre en français. On distingue des unités métallifères à des échelles différentes (Michel et al., 1964). Un corps minéralisé correspond à une continuité des travaux miniers; sa  plus grande dimension est généralement généralement inférieure au kilomètre. kilomètre. Un champ correspond à l'assemblage l'assemblage de  plusieurs corps; ses ses dimensions varient de 1 à 10 km. Un district district regroupe plusieurs champs; ses dimensions varient de 10 à 100 km. Enfin, une aire ou province métallifère est une vaste zone (au-delà de 100 km) à concentration élevée en gîtes: elle peut prendre la forme d'une ceinture (Routhier, 1980). Les géologues miniers utilisent des termes précis pour décrire la morphologie des gisements; elle  présente une grande grande importance tant pratique (exploration, exploitation), exploitation), que pour la la détermination des des conditions de genèse du gîte. Les principaux termes sont résumés sur la figure 1.1. Les gîtes minéraux montrent souvent une organisation où alternent les différents minéraux, verticalement ou horizontalement (De Launay, 1900; Spurr, 1907): cette zonalité résulte des variations des conditions de dépôt, synchrones synchrones ou non. On observe des zonalités depuis l'échelle régionale jusqu'à celle du corps minéralisé. Emmons (1936) a proposé une zonalité standard basée sur une baisse de la température qui s'applique à de nombreux ensembles hydrothermaux.

1.2 Métallogénie

La métallogénie est à la fois une science fondamentale et une science appliquée. Elle vise à décrire les gîtes minéraux, à comprendre leur mécanisme de formation et à fournir à l'explorateur minier des guides de prospection. Le terme de Gîtologie en désigne la partie descriptive. Laffitte et al. (1965) ont également introduit la notion de métallotecte qui désigne les facteurs conduisant à une concentration et  par extension les guides de prospection. prospection. La formation d'une concentration nécessite une source, un transport et un dépôt (Routhier, 1963). Plusieurs conditions doivent être réunies: les éléments et le fluide qui les transporte doivent présenter une mobilité optimale, ce qui dépend notamment de la l a perméabilité. Il faut disposer de sources d'éléments et d'énergie adaptées. Le volume de fluide doit être êt re suffisant; sa composition comp osition doit être adéquate pour permettre un transport; le site du dépôt doit agir comme un entonnoir (Pélissonnier, 1962); enfin, le dépôt doit être conservé durant suffisamment de temps. L'eau constituera l'agent de transport principal des éléments métalliques du fait de son abondance dans la partie superficielle de notre planète: les océans représentent 6% de la masse des continents et la lithosphère contient des minéraux hydratés jusqu'à plus de 40 km de profondeur. Cependant, certains éléments éléments très peu solubles dans l'eau tels le chrome ou le nickel sont mieux concentrés dans des magmas silicatés et formeront alors des concentrations à caractère magmatique. L'origine des éléments est tantôt familière (locale), tantôt étrangère (Routhier, 1967). Une minéralisation miné ralisation est syngénétique si elle se met en place en même temps que son encaissant; encaissant; elle est épigénétique si elle est lui est postérieure. La situation peut être plus ambiguë si la l a minéralisation est formée au cours de la diagenèse, ou qu'il n'y a pas un âge, mais des âges... Sur le site de dépôt, quatre notions géographiques  peuvent être distinguées: distinguées: exogène c'est-à-dire déposé à la surface de la lithosphère, endogène déposé au sein de la lithosphère, li thosphère, supergène déposé dans la zone d'altération météoritique et enfin hypogène déposé sous la zone d'altération météoritique. Il existe des classes naturelles de gisement, correspondant à certains environnements géologiques géologiques et économiques (Kirkham (Kirkham et al., 1995; Eckstrand et al., 1995). Ainsi, les gîtes d'or peuvent être de type t ype  placer, de type type filon etc. Suivant le critère critère utilisé, on pourra obtenir des classifications classifications descriptives, descriptives,  pratiques en exploration exploration ou des classifications interprétatives à caractère caractère génétique. On a pu ainsi utiliser 5

la substance, la nature de l'encaissan l 'encaissant,t, la morphologie, la température de formation (Lindgren, 1933), le contexte géodynamique géodynamique (Mitchell et Garson, 1981), les processus génétiques (Routhier, 1967), les relations avec des processus géologiques géologiques (Hutchinson, 1982; Guilbert et Park, 1986) ou les types de fluides (Roedder, 1984). La tectonique des plaques forme un cadre où il i l est intéressant de placer les gisements, mais l’application l’application directe présente parfois des difficultés du fait des différences di fférences d'échelle. d'échelle.  Nous suivrons suivrons ici une démarche pragmatique pragmatique basée basée sur la nature des roches associées associées aux gisements: à chaque lithologie correspondent divers paysages géologiques géologiques où se forment les gisements minéraux.

1.3 Époques et provinces métallogéniques

La répartition des gisements est très anisotrope: ainsi, le bassin sédimentaire du Witwatersrand (Afrique du Sud) a produit plus de moitié de tout l'or l 'or du monde depuis 1887 (41 kt; Pretorius, 1991). Un seul gisement, Climax [ photos]  photos] aux USA a produit pro duit 38% de tout le molybdène consommé depuis le début de l'ère industriel. La distribution de la taille des gisements suit souvent une loi fractale (Cox et Singer, 1986). Les gisements géants ( superlarge deposits; Laznicka, 1983) jouent un rôle majeur sur le plan économique (Tableau 1.1). De la même manière, on observe des époques particulièrement favorables aux dépôts de certains minerais: la quasi-totalité des gisements de fer rubané est Protérozoïque Protérozoïque tandis que la majeure partie des gisements pétroliers provient d'horizons d'âge d'âge Crétacé. De nombreux gisements d'or se sont mis en place vers 450 Ma (Ouest américain, URSS, Australie) et 320 Ma (Europe, ( Europe, Tien Shan). Ces anomalies ont été longtemps inexpliquées. La plupart des métallogénistes ont tenté d'expliquer la formation des gisements minéraux par une succession de processus géologiques géologiques ordinaires. Seule une amplitude particulière de ces processus permettraient d'expliquer la formation des très t rès gros gisements. Mais on sait depuis quelques années que le cycle géochimique n'est pas régulier et que la terre a connu des configurations tectoniques et climatiques variées qui ont contrôlé le cycle des métaux. Ainsi, l'absence d'une atmosphère oxydante oxydante à l'Archéen l 'Archéen permet d'expliquer l'abondance l'abondance du fer en solution dans les océans et sa précipitation au Protérozoïque. Les Les périodes de forte production de biomasse et d'amas de sulfures correspondraient à des moments d'activité magmatique et hydrothermale intense au niveau des dorsales océaniques indiquant une tectonique pulsative (Sheridan, 1987; Larson Larson 1991). Si on a considéré autrefois les gisements minéraux comme des monstres indicateurs de processus exceptionnels, il semble maintenant qu'ils constituent des produits ordinaires de l'interface entre géosphère et atmosphère et peuvent traduire des moments singuliers dans l'évolution de notre planète.

1.4 Méthodes d’étude des gîtes minéraux

L’étude des gîtes minéraux fait appel à l ’ensemble des disciplines des Sciences de la Terre, aussi bien sur le terrain qu’ qu’en laboratoire. Sur le terrain, t errain, les principales questions posées sont la nature et la géométrie des minéralisations, leurs relations spatiales avec l’encaissant l’encaissant (conformité ou discordance notamment), l’établissemen l’établissementt de chronologie dans une histoire géologique orientée sur la rreconstitution econstitution des paysages. Il n’ n ’y a donc pas de méthodes spécifiques, mais un effort vers la mise en oeuvre des méthodes géologiques géologiques les plus adaptées. On retiendra toutefois que la cartographie à une échelle détaillée (1/1000 à 1/10 000) constitue presque presque toujours une étape essentielle. En laboratoire, les méthodes utilisées devront répondre à des besoins de description détaillée des objets géologiques géologiques et miniers mini ers et à une compréhension de la genèse des concentrations. concentrations. La partie descriptive s’appuiera en particulier sur une minéralogie minéralogie détaillée des sulfures (minéragraphie) (mi néragraphie) afin d ’établir la  position des substances substances économiques économiques et l’évolution l’évolution des paragenèses minérales. La nature des altérations  peut être reconnue reconnue par des bilans bilans de masse, masse, basés sur sur des analyses analyses (majeurs, traces, densité), par les assemblages minéralogiques minéralogiques (Corbett et Leach, 1995), et par des études détaillées des minéraux 6

(Meunier et al., 1988). Les relations chronologiques entre minéralisations, altérations et encaissants constitueront également un élément fondamental à éclaircir, en utilisant par exemple les textures de dépôt. La reconstitution de la genèse des minéralisations portera sur les conditions de dépôt, de transport et la nature de la source des éléments. On devra d ’abord déterminer l’âge de la minéralisation, par rapport à l’encaissant et à l’évolution géologique, puis d’une manière absolue (chronomètres isotopiques). Les conditions de transport et de dépôt pourront être approchées par l’étude des inclusions fluides, les équilibres minéralogiques des minéralisations et des altérations, la géothermométrie isotopique et l’analyse microtectonique. La recherche des sources reste une entreprise difficile, faisant appel à la géochimie des éléments en trace, la pétrologie et la géochimie isotopique. L’élaboration d’une synthèse  pourra s’effectuer au sein d’un modèle descriptif (Cox et Singer, 1986) ou d’un modèle génétique à caractère systémique exprimant les processus génétiques. La mise au point de guides de prospection et la découverte constituent in fine les éléments décisifs qui permettent de valider l es résultats de la recherche.

1.5 Références Corbett, G.J. et Leach, T.M. (1995) S.W. Pacific Rim Au/Cu Systems : Str ucture, Alteration and Mineralization. Short Course n’ 17, MRDU, University of British Columbia, Vancouver, 150 p. Cox, D.P. et Singer, D.A. éditeurs (1986). Mineral deposits. U.S.G.S. Bull., 1693, 379 p. De Launay, L. (1900) Les variations des filons métallifères en profondeur. Rev. Gén. Sci. Pures Appl. 11: 575-588. Eckstrand, O.R., Sinclair, W.D. et Thorpe, R.I. (1995) Géologie des gîtes minéraux du Canada. Volume P-1 de la série Geology of North America, produite par la Geological Society of America dans le cadre du projet Decade of  North American Geology (DNAG). Commission Géologique du Canada, Géologie du Canada n ’ 8. Emmons, W.H. (1936) Hypogene zoning in metalliferous lodes. 18th Int. Geol. Congr. Rept, pt.1, pp. 417-432. Guilbert, J.M. et Park C.F. Jr. (1986) The geology of ore deposits. W.H. Freman and co, 985 p. Hutchinson, C.S. (1982) Economic Deposits and their Tectonic setting. J. Wiley & sons, New York. Kirkham, R..V., Sinclair, W.D., Thorpe, R. et Duke, J.M. (1995) Mineral deposit modeling. Geological Association of Canada, Spec. Pub, 798 p. Laffitte, P., Permingeat, F., Routhier, P. (1965) Cartographie métallogénique, métallotecte et géochimie régionale. Bull. Soc. Française Minéralogie et Cristallographie, 87: 3-6. Larson, R.L. (1991) Geological consequences of superplume. Geology, 19: 963-966. Laznicka, P. (1983) Giant ore deposits: a quantitative approach. Global Tectonics and Metallogeny, 2: 41-63. Lindgren, W. (1933) Mineral deposits, 4ème ed., New York: McGraw-Hills, 930 p. Meunier, A., Velde, B., Beaufort, D., Parneix, J.C. (1988) Dépots minéraux et altérations liés aux microfracturation des roches, un moyen pour caractériser les circulations hydrothermales. Bull. Soc. Geol. France, t. III, n. 5, pp. 971979 Michel, H., Permingeat, F., Routhier, P., Pélissonnier, H. (1964) Propositions concernant la définition des unités métallifères. Comm. Scientifique à la Commission de la Carte géologique du monde. 22th Int. Geol. Congre., New Dehli, p. 149-153.

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Mitchell A.H.G. et Garson, M.S. (1981) Mineral deposits and global tectonic setting. Academic Press geology series, 405 p. Pélissonnier, H. (1962) Un facteur de concentration métallique: l'étranglement. Comptes Rendus Acad. sci., P aris, 255: 2792-2794. Pretorius, D.A. (1991) The sources of Witwatersrand gold and uranium: a continued difference of opinion. Economic Geology monograph, 8, p. 139-163. Roedder, E. (1984) Fluid inclusions. Reviews in Mineralogy, vol. 12, Min. Soc. of America, 646 p. Routhier, P. (1963) Les gisements métallifères. Géologie et principes de recherche, 2 vol., Masson et Cie, Paris. Routhier, P. (1969) Essai critique sur les méthodes de la Géologie (de l'objet à la genèse), 204 p., Masson et Cie, Paris. Routhier P. (1980) Où sont les métaux de l'avenir ‘ Les provinces métalliques. Essai de métallogénie globale. Mem. BRGM 105, 410 p. Sheridan R.E. (1987) Pulsation tectonics as the control of long-term stratigraphic cycles. Paleoceanography, 2: 97118. Spurr, J. (1907) A theory of ore deposition. Economic Geology. 10: 713-769.

2. LES GÎTES DU PLUTONISME MAFIQUE ET ULTRAMAFIQUE 21. Cadre géologique 22. Complexes stratifiés à chrome et platinoïdes 23. Komatiites à nickel et cuivre 24. Ophiolites à chrome et platinoïdes 25. Anorthosites à titane

2.1 Cadre géologique Les roches basiques et ultramafiques correspondent à un magmatisme à composante mantellique. Le manteau représente 83% en volume de la terre. Il est composé de dunite (olivine), d’hartzburgite (olivine, orthopyroxène, spinel) et de lherzolite (olivine, pyroxène, spinel). Au voisinage de la surface, le manteau devient plus liquide, puis cristallise sous forme de gabbros, basaltes, andésites etc. Les fluides magmatiques sont éventuellement contaminés par du soufre ou par de la silice lors de leur ascension dans la croûte. Trois grands types de magmatisme basique sont distingués: 1) les complexes stratifiés et les basaltes de plateaux, souvent mis en place en contexte continental; 2) le volcanisme effusif Archéen (komatiites) et post-Archéen (ophiolites) mis en place en contexte océanique; et 3) les anorthosites. Tableau 2.1: Composition des roches mantelliques Olivine

Enstatite

Diopside

8

Minéral alumineux

Lherzolite

60-70%

20%

5-10%

5-10%  plagioclase 300°C: Sn, W, Mo), à température moyenne (Cu, Zn, Ni, Co) et à relativement basses températures (100-200°C: Pb, Hg, U, Ba, F). Certains métaux, tels Au et Sb,  paraissent mobiles à des températures variées. La nature des minéraux peut également dessiner une zonalité pour un même élément, avec par exemple pour l'étain cassitérite à haute température et stannite à plus basse température, ou l'évolution des espèces du fer (magnétite / pyrrhotine / pyrite /marcasite). Il  peut apparaître des perturbations dans ces schémas de zonalité, en particulier par télescopage entre différentes pulsations hydrothermales. La présentation morphologique des gisements associés aux intrusions est très variée: pegmatites, greisens, filons, ou porphyres. Elle dépend de la perméabilité de l'encaissant et des intrusions au moment de la circulation des fluides.

4.2 Pegmatites granitiques

Les pegmatites sont des roches magmatiques silicatées à gros grains (Jahns, 1955). Elles correspondent aux produits de fin de cristallisation des magmas riches en éléments volatils: H 2O, CO2, F, Cl, B. On les rencontre en association avec divers types de magmatisme, mais les plus fréquentes sont associées aux roches felsiques. On ne traitera ici que des pegmatites granitiques (Cerny, 1982). Une pegmatite commune est composée de quartz, feldspaths et micas. Mais de nombreux minéraux apparaissent et peuvent contenir des substances économiques utilisées en haute technologie: Be (métal ultra-léger), Li (métal plus léger que l'eau, piles), Nb (supraconducteur) et Ta (inaltérable et opaque aux radiations). Les principaux minéraux sont la molybdénite, le spodumène, la pétalite, l’amblygonite, la columbite et la tantalite, la pollucite (Cs), des minéraux d’uranium, de thorium et de terres rares. On exploite aussi les pegmatites pour leurs constituants principaux: les feldspaths pour la céramique, les micas comme isolants, le quartz pour son caractère piézo-électrique. Enfin, les pegmatites peuvent contenir toutes sortes de gemmes, en particulier des béryls (= émeraude, aigue-marine), des topazes et des saphirs. Les pegmatites sont associées aux intrusions acides, généralement à moyenne et forte profondeur. On  peut en distinguer quatre types principaux selon leur profondeur de formation (Ginsburg et al., 1979; Cerny, 1990):  des pegmatites abyssales (>11 km), c'est à dire

des mobilisats et des leucosomes anatectiques dans des terrains au faciès amphibolite ou granulite, encaissées par des schistes à sillimanite et disthène; elles sont riches en Ca, Ba, Sr, Mg, Fe, mais sans intérêt économique.  des pegmatites profondes (7-11 km) à

micas, conformes à la foliation, rarement minéralisées, mais pouvant produire des feldspaths et de la muscovite. On les a parfois considérés comme d'origine métamorphique, caractérisées par un métamorphisme haute pression, encaissées par des schistes à almandin et disthène; elles peuvent contenir Th, U, Nb-Ta, Zr, Ti  des pegmatites de profondeur moyenne (3,5-7 km), de

basse pression, avec des terres rares et des minéralisations en éléments lithophiles (Li, Rb, Cs, Be, Ta, Sn, W), encaissées par des schistes à cordiérite - andalousite (série d'Abukuma) et associées à des granites allochtones. On  peut distinguer de nombreux sous-types en fonction de la minéralogie (terres rares, béryl, albite spodumène, albite ou complexe; elles sont riches aussi en Tl, Nb, Ga, Ge, F, B et P.  des pegmatites miarolitiques, associées aux coupoles épizonales à

subvolcaniques (1,5 à 3,5 km) dans des zones faiblement métamorphiques; elles sont associées à la partie sommitale de 23

 plutons épizonaux; elles contiennent du quartz piézo-électrique, béryl et topaze, de la fluorine de qualité optique. Il ne semble pas exister d'époque métallogénique particulière pour les pegmatites: on peut citer par exemple les pegmatites des granites hyperalumineux fini - Archéens en Abitibi (Preissac-Lacorne à Li,Mo,Be), celles du milieu du Protérozoïque dans le Grenville (U, Th, Mo, de Mont Laurier), ou les  pegmatites associés aux leucogranites de la chaîne hercynienne de l’Europe. Li, Cs et Ta sont associés à des intrusions de type S, tandis que Nb, Y, F et REE ont des affinités alcalines. La morphologie des corps pegmatitiques dépend de nombreux facteurs: la profondeur de mise en place, le contexte structural, la compétence de l'encaissant. Elles forment généralement des corps de petites dimensions (x 100 m) à l'exception de quelques monstres tels les pegmatites à terres rares de Tanco (Manitoba), de Bikita (Zimbabwe), ou de Greenbushes (42 Mt à 2,93% LiO 2, Australie). Leur morphologie est souvent complexe, en pipes, amas, ou lentilles (figure 4.1). A Bikita, la zone à pollucite mesure 150 m de long; à Tanco, il existe de nombreux corps podiformes de 1 à 2 m de diamètre, le plus gros mesurant 175 x 75 x 12 m. Leur mise en place est contrôlée par des zones de fractures; elles sont souvent plus abondantes dans les encaissants compétents recoupées par des failles majeures qui peuvent être marquées par des ruptures sédimentaires ou des grabens. Dans les pegmatites profondes on rencontre des pegmatites en selles, conforment à l'encaissant, des fentes de tension, des zones d'ombres de pression. Les pegmatites montrent une grande variété en minéraux rares principalement des silicates, des  phosphates et des oxydes. L'organisation des pegmatites cristallisées dans des fentes de tension suit un schéma assez rigoureux. Elles sont généralement zonées, avec quartz, feldspath, muscovite, quartz et tourmaline en cristaux fins aux épontes, puis une zone à grain moyen à quartz mica et feldspaths, une zone à minéraux économiques pouvant dépasser parfois le mètre (spodumène, amblygonite, pétalite) et enfin au cœur du quartz grossier (Cameron et al., 1949). Cette zonalité peut être perturbée par des mouvements syntectoniques, en cisaillement durant le remplissage (et par des remplacements métasomatiques tardifs, en particulier l'albitisation des feldspaths potassiques. La différenciation est marquée par des variations du contenu en éléments rares (Nb, Ta, Cs, Rb, Th, Zr, U) et par les variations de certains minéraux typomorphes: la tourmaline, verte et rose, le béryl, d'abord jaune, puis incolore,  puis rose en cristaux plats. A l'échelle régionale, les pegmatites s'organisent souvent selon une zonation autour de granite, avec des concentrations de plus en plus différenciées en s’éloignant du granite (Varlamoff, 1961). Cette zonalité est mieux marquée dans le sens vertical que dans le sens horizontal. On a ainsi construit une séquence générale avec, du cœur vers la périphérie, des associations à (1) magnétite - biotite; (2) plagioclase microcline; (3) microcline - albite; (4) minéralisation à Li, Rb; (5) albite - spodumène, parfois minéralisée en Be, Ta, Sn; (6) quartz à béryl, cassitérite et wolframite. Au sein d'une telle zonalité, les  pegmatites à Ta sont associées à des zones de grandes complexités texturales et paragénétiques, avec une augmentation du fractionnement géochimique et une baisse du niveau métamorphique des roches encaissantes. Par ailleurs, certaines pegmatites sont associées à la rencontre d’éléments généralement distincts dans la croûte: les pegmatites à émeraude (un béryl vert à Cr) de Bolivie sont dues à la rencontre d’un magma granitique évolué riche en béryllium et de roches ultramafiques. La base de la croûte continentale est réputée pauvre en minéralisations économiques. Il s’agit en effet d’une zone de lessivage où les roch es expulsent leurs éléments volatiles et des éléments associés. Le seul type de minéralisations reconnues correspond à des concentrations en uranium associées à des fronts de migmatisation. On connaît des gîtes de ce type en Namibie (Rössing) et au Québec (Johan Beetz Bay). Le gisement de Rössing est situé dans la chaîne Damara âgée du Précambrien supérieur Les roches sédimentaires carbonatées et volcaniques sont fortement métamorphisées et migmatisés et sont recoupées par un essaim de dykes d’alaskites et de pegmatites à uranium. Le gisement présenterait des teneurs de 350 ppm U 3O8, avec des réserves de 135 kt de U 3O8. L’uraninite est à grain très fin et est 24

associée à de la biotite et du zircon. Une altération secondaire à uranophane, torbernite, carnotite et gummite s’observe près de la surface et pourrait être responsable de l’enrichissement. Les corps minéralisés sont laminaires et parallèles aux migmatites. L’uranium serait extrait des roches encaissantes  par anatexie, puis enrichi par réduction due à l’assimilation de roches basiques. La formation des pegmatites est principalement due à la différenciation magmatique. Cependant, il existe tous les intermédiaires entre des pegmatites correspondant à des mobilisations métamorphiques de l'encaissant (leucosomes) et des cristallisations fractionnées de magma silicaté. Dans les deux cas, la cristallisation en système quasi-fermé permet de concentrer les éléments en trace qui deviennent presque majeurs dans les fluides résiduels, souvent hypersalins. Toutefois, les fluides associés aux pegmatites à Li-Cs-Ta sont de faible salinité (4% eq. NaCl). La taille parfois énorme des cristaux serait due au caractère dépolymérisé des magmas, devenant peu visqueux et permettant une forte mobilité des éléments. On observe parfois des intrusions successives de magma, de plus en plus différenciés. Les  pegmatites sont parfois issues de fluides complexes, mettant en œuvre un métasomatisme hydrothermal tardif: ainsi, dans le gisement de Tanco (Manitoba) coexistent des fluides à hydrocarbures issus de la dévolatilisation de sédiments graphiteux et des fluides magmatiques (Thomas et Spooner, 1990). Ce  processus de transport du magma est vraisemblablement rapide, de l'ordre du millier d'années (Clemens et Mawer, 1992). En exploration régionale (Trueman et Cerny, 1982), l'une des meilleures approches est la géochimie des sédiments de ruisseaux, en particulier les fractions lourdes, mécaniquement résistantes. La recherche des granites fertiles consiste à rechercher des intrusions souvent leucocrates, de taille moyenne à petite (25 ppm), Cs et B forment des halos de dispersion primaire autour des corps de pegmatites. Les indicateurs géochimiques permettent une typologie : Mg/Li (70% SiO2) et hyperalumineux, localement des gabbros quartziques (Indonésie). Ces granites sont à ilménite (réduit), sans silicates de calcium, à l’opposé des granites à magnétite associés aux gisements de molybdène (chapitre 4.6). Les encaissants sont souvent sédimentaires et faiblement métamorphiques. Les granites à biotite et/ou muscovite contiennent des micas lithinifères et montrent des teneurs élevées en F, Rb, Sn et basses en CaO, Ba, Sr et Eu. Les granites à lépidolite - albite sont hyperalumineux, riches en Ta et contiennent souvent de la topaze. On observe une zonation verticale, avec des faciès plus fins en  périphérie (Pollard, 1989). Ces granites se mettent en place dans des contextes variés. Ceux d'Europe sont associés à un contexte de collision continent - continent. Ces coupoles se situent à l'apex de système d'intrusions complexes,  parfois porphyriques (figure 4.2). Les minéralisations sont associées à des zones d'aplite riches en tourmaline et des granites à topaze. En Thaïlande, la minéralisation est plutôt pegmatitique, tandis qu'elle est hydrothermale avec des fluides d’origine multiple en Cornouailles [ photos]. Les minéralisations en W-Sn se présentent sous forme de stockwerks ou de filons (Aubert, 1969). Les champs filoniens peuvent présenter des structures variées: parallèles, avec deux directions, verticale/horizontale, divergentes au-dessus d'un apex (Enguialès), subhorizontaux (Penasquiera), souvent contrôlées par le contexte tectonique. On peut observer des concentrations de stockwerk à gros tonnages et basses teneurs (Plimer, 1987). Des types voisins sont constitués par les feuillets sodiques ou sodo-lithiques (Montebras en France, Lagarès au Portugal), dans des granites à biotite ou des leucogranites; des minéralisations en étain se déposent au cœur du filon ou des pegmatites (Derré, 1983). Les altérations observées dans les granites à étain peuvent comprendre des altérations potassiques  précoces, reprises par des albitisations, des séricitisations et des argilisations. Les greisens sont des roches métasomatiques de couleur grise. Ils contiennent principalement du quartz, zinwaldite, lépidolite,  béryl, phlogopite lithinifère et marquent le sommet du système. Ils correspondent à une transformation de feldspath potassique ou plagioclase en muscovite vers 1-2 Kb entre 500 à 600°C. La coupole granitique à Sn, Nb, Ta de Montebras (France) montre par exemple du cœur vers la périphérie un 28

greisen, une zone à biotite brune, puis verte et une zone à corrensite. L'ensemble est affecté par une altération tardive potassique à kaolin, argiles interstratifiés et illite (Dudoignon et al., 1988). Les micas  blancs pourront également être situés aux épontes des structures quartzeuses (cf. Montredon). Ces ensembles d’altération argileuse peuvent être repris par la percolation d’eau météoritique qui provoquera la formation de kaolin, matière première à l’origine de la porcelaine ( china clay) de Cornouailles [ photos]. Les zonalités sont souvent très marquées (figure 4.2). On observe Sn-W au cœur, puis W-Bi, enfin CuPb-Zn. D'autres minéraux sont moins fréquents: sulfosels argentifères, stibine, molybdénite, or. Les gisements d'étain sont liés à des granites spécialisés, peut être déjà enrichis par héritage d'un encaissant riche en étain lessivable, sédiments ou granites précoces à muscovite. Ces granites sont riches en U (10 ppm) et restent chaud longtemps après leur mise en place ( High Heat Productive granite). La différenciation magmatique dans des conditions peu oxydantes (ilménite) conduit à un enrichissement supplémentaire (Lehmann, 1987). Les éléments halogènes modifient le comportement des magmas et conduisent à un enrichissement en albite (Manning et Pichavant, 1985). Les filons seraient remplis par des pulsations de fluide en relation avec le fonctionnement de la chambre magmatique. Les fluides  précoces sont aqueux (400-600°C, 500-600 bars), à N 2, CH4 en présence de matière organique ou à CO 2H2O (Kelly et Rye, 1979). L'étain et le tungstène seraient transportés surtout par des complexes chlorurés, puis précipités lors d’une dilution par des fluides peu salins ou à la rencontre d’un fort gradient thermique. On connaît également ce type de gisement dans l'Ouest des Etats -Unis, associé aux granites à deux micas fini-Crétacé aux confins du Nevada et de l'Utah. Il s'agit principalement des concentrations en  béryllium et fluor des rhyolites à topaze (Burt et al., 1982). Des skarns pauvres en fluorine leur sont associés. Les auteurs soviétiques utilisent le terme d'ongonite pour les désigner. Des gisements comparables sont connus en Asie du Sud-Est (Birmanie, Thaïlande), avec cassitérite, malayaite, stannite et wolframite dans des filons et des greisens situés au voisinage de granite à deux micas d'âge Crétacé. Il existe des guides de prospection efficaces pour les coupoles à Sn-W. On les recherchera dans les auréoles de métamorphisme de contact, même (et surtout) si le granite est peu visible et en relation avec le plissement régional et les structures cassantes tardives. La télédétection permet de déceler des structures circulaires souvent révélatrices d'intrusions cachées. Ainsi, à Échassières apparaît une anomalie circulaire en radiométrie du proche infrarouge et une anomalie en étoile qui se corrèlent à des anomalies en As, Li, Sn et W du sol et en As des plantes herbacées. Des auréoles primaires de diffusion géochimique en roche à Sn, W, B, Be et Rb peuvent être utilisées. Il apparaît une spécialisation en Sn, dès les premiers termes granitiques les moins différenciés. En sols ou en sédiments de ruisseau, la géochimie est efficace, en particulier pour F, Li et B. Les altérations et le métamorphisme constituent d’excellents guides. La gravimétrie peut renseigner sur la taille des coupoles.

4.4 Épisyénites à uranium

Ce type de gisement a été défini par Sarcia et Sarcia (1962) dans le Massif Central français. Il s'agit d'altérations hydrothermales lessivant le quartz des granitoïdes, répandues dans les socles hercyniens d'Europe et du Maghreb et en particulier dans le Limousin et la Marche (districts de Fanay-Augères et du Bernardan); ils montrent des teneurs parfois très élevées en uranium et plus de 20 000 tonnes d'uranium y ont été prouvées. Voir les exemples de ce type (type 4.4) dans le tableau principal du  présent chapitre. Les épisyénites sont encaissées dans des granites à deux micas d'origine crustale (orogène de collision), ou leucogranites, eux même encaissés dans des gneiss et des schistes paléozoïques. Ces granites constituent une source potentielle car ils sont riches en uranium (12,5 ppm U) sous forme lixiviable 29

(uraninite). Les épisyénites peuvent être feldspathiques ou micacées (Leroy, 1978 a et b, 1984; Cathelineau, 1986). Les épisyénites forment des colonnes de l'ordre de la centaine de mètres de haut et 10 à 30 m de diamètre, à l'intersection de failles, en contact net avec l’encaissant. La mine du Bernardan atteint 250 m de profondeur. La mise en place des épisyénites est contrôlée en partie par des fabriques planai res du granite. Les principaux minéraux sont la pechblende, la coffinite et des minéraux secondaires. On rencontre également de la fluorine, de la dolomite et de l’adulaire. Certaines épisyénites feldspathiques sont associées à des gîtes filoniens à Sn et W, en particulier en Galice et dans le Maroc Central (Cheilletz et Guilliani, 1982). Des altérations tardives peuvent conduire à des enrichissements: ainsi, au Bernardan, on observe sous un gossan des zones réduites très riches en uraninite et oxydées riches en cérium. La formation des épisyénites est liée à une dissolution du quartz par des solutions de haute température, vers 300-350°C, 0,3 à 1,5 Kb, salines (10% eq. NaCl), ce qui correspond au faciès schiste vert, dans la zone de solubilité maximale du quartz. La porosité acquise lors de ce processus peut dépasser 20%. L’origine de ces fluides reste discutée, météoritique ou -et liée à la condensation de vapeur issue de fluide chaud (Patrier et al., 1997). Les fluides riches en uranium peuvent être largement postérieurs après la formation de cette porosité, et associées à des circulations connectées aux bassins sédimentaires voisins. Les principaux guides de prospection des épisyénites à uranium sont principalement les leucogranites et les accidents majeurs, où la photographie aérienne constitue un bon outil; à l'échelle tactique, la scintillométrie au sol, la présence de zones albitisées, le degré d'oxydation du fer, le rapport K/Rb; des halos géochimiques en roche de l'ordre de la centaine de mètres ont été mesurés avec une augmentation de la silice, de l'eau et des variations du contenu en U.

4.5 Porphyres à cuivre

Un porphyre cuprifère est un granite spécialisé, véritable drain d'altération hydrothermale entraînant une concentration d'un facteur 100 du clarke du cuivre. La définition d'un porphyre à cuivre fait appel à des notions économique, géométrique, pétrologique et géochimique. C'est un système plutonique de faible  profondeur (1-5 km), polyphasé, souvent (mais pas toujours) avec des roches à texture porphyrique,  juste sous un volcan. Il s'agit là d'une notion ancienne, perçue dès 1848 en Australie et développée par Lindgren (1933) au Chili et en Arizona. Il s'agit de gisements très importants avec des exploitations  pouvant atteindre 400 000 tonnes de tout-venant/jour ! Plus de la moitié de la production mondiale de cuivre provient des porphyres cuprifères. Voir les exemples de ce type (type 4.5) dans le tableau  principal du présent chapitre. Les porphyres cuprifères sont liés au magmatisme andésitique (série à magnétite) des zones de subduction (ceinture péripacifique, Mésogée), dans des ensembles de monzogranite à tendance calcoalcaline et avec des minéraux peu hydroxylés (hornblende, biotite). Les gisements apparaissent aussi  bien dans les arcs insulaires, tel Panguna, daté de 4 Ma sur l’île de Bougainville, que dans les cord illères continentales, à 100 km de la cote andine (Gustafson et Hunt, 1975). Ils peuvent s’aligner sur de grandes failles crustales. Il s'agit de petites intrusions polyphasées de diorite à monzonite quartzique, granodiorite, de moins de 2 km de diamètre, associés à des pyroclastiques andésitiques. Le pluton minéralisé est généralement la dernière intrusion la plus différenciée. La mise en place est le plus souvent passive, dans des zones de distension. L'ensemble est basculé par la suite lors du fonctionnement de failles d'extension (détachements). Ce basculement permet de protéger certains  porphyres de l’érosion.

30

Toutes les intrusions ne sont pas minéralisées. La minéralisation est généralement superficielle (moins de 4 km, généralement 1 à 2 km) et mise en place dans des zones habituellement à érosion rapide; le plus souvent, seuls les gisements récents ont donc été conservés. Outre les porphyres classiques associés à des intrusions, on distingue des porphyres plutoniques, plus profonds, à la base de la pile volcanique, à altération diffuse sans zonalité et des porphyres subvolcaniques, plus superficiels, associés à des dykes et des zones de brèches, avec des phénomènes d'explosion et d'effondrement tardif, marqués par des pipes  bréchiques (Sutherland Brown, 1976). Les porphyres sont composés de fines disséminations et de fractures à pyrite, chalcopyrite, bornite et molybdénite, avec une disposition zonée (figure 4.3): on utilise un modèle cylindrique pour représenter la disposition du cuivre autour du cœur potassique, ou un schéma en forme de tasse renversée. Les altérations sont très développées dans l'encaissant (Lowell et Gilbert (1970 ; Beane et Titley, 1981) et montrent une nette zonalité (figure 4.3) Tableau 4.6: altérations des systèmes porphyriques nom

autre nom

Assemblage minéralogique

Potassique

Feldspath K, biotite, quartz

Phyllique

Séricite, quartz (lessivage Mg-Na-Ca)

Argilique intermédiaire

Kaolinite, montmorillonite, quartz, interstratifiés

Argilique avancée

Alunitite

Alunite, quartz, diaspore

Propylithique

Alsic

Diaspore, quartz, andalousite, corindon, kaolinite, dickite

Propylithique

Albite, kaolinite, montmorillonite, séricite, chlorite, épidote, carbonates, quartz

Il existe des variations locales, comme l’absence de la zone  phyllique dans les diorites quartziques, l’inversion des zones potassiques et phylliques (Chuquicamata) ou un chimisme particulier du au rôle de l'encaissant. Les minéralisations forment toujours une auréole autour de l'intrusion, souvent elle-même  peu minéralisée. La réactivité de l'encaissant joue un rôle majeur dans la localisation des zones riches, souvent limitées aux zones calciques (diorite, calcaire) où se développent des skarns de grande dimension (Einaudi, 1982), comme à Twin Buttes [ photos]. Dans les environnements profonds, les assemblages sont potassiques et les associations minérales présentent souvent un caractère oxydant (magnétite - hématite), tandis que l’on rencontre des associations plus sulfurées et des altérations acides dans les environnements plus superficiels. Les porphyres sont parfois entourés d'un réseau filonien très important à plomb, tel le district de Butte, Montana (3,4 Mt Pb+Zn) ou Darasun (Russie). Les zonalités sont très marquées dans les systèmes porphyriques. Les minéraux économiques s'organisent de la manière suivante:  cœur légèrement pyriteux, plutôt stérile  ;  premier halo à molybdène, puis à cuivre, entre les zones potassique et phyllique (Titley, 1978) ;  halo à pyrite abondante ;  métaux de base, or en

périphérie.

La partie superficielle des porphyres s'enrichit en climat désertique avec précipitation de chalcosine, digénite, jarosite, limonite et hématite. Cette altération est souvent multiple, en relation avec des jeux en extension depuis le milieu du Tertiaire dans l’Ouest américain. La zone riche peut être largement 31

déplacée: ainsi, au Chili, le gisement d’Exotica est situé à 2 km de Chuquicamata. Les porphyres à cuivre et or tels celui de Ok Tedi (PNG) montrent une évolution supergène particulière, avec des teneurs de 2 à 10 g/t Au dans la zone de cuivre lessivée. L'or est associé à la bornite - idaite, la marcasite, la  pyrite, l'hématite et la chalcopyrite. Les granites porphyriques se mettent en place vers 750-850°C, entre 1,5 et 4 km de profondeur. Des systèmes actuels ont été forés à 2500 m de profondeur aux Philippines (Alto Peak). Différents types de fluides interviennent. Dans certains magmas, en particulier en conditions oxydantes, les éléments métalliques ne peuvent pas être piégés à un stade précoce dans les sulfates (qui précipitent à la place des sulfures) et seront disponibles pour un transport en conditions hydrothermales. Au cours de la cristallisation du magma, les éléments volatiles se c oncentrent et, s’ils dépassent la saturation, un fluide immiscible se séparera du magma. La pression jouera un rôle déterminant sur les conditions de  production du fluide. Celui-ci, généralement aqueux, peut subir une ébullition, ce qui séparera une phase liquide, dense, très saline et une phase vapeur, moins saline. L’altération potassique et le cuivre sont associés à ce fluide magmatique ainsi que le montrent les inclusions fluides hypersalines (30 à >50% eq.  poids NaCl). Les complexes chlorurés précipiteront 99% de leur contenu métallique en se refroidissant  jusqu'à 250°C (Candela, 1989; Cline et Bodnar, 1991). Les fluides plus tardifs, associés aux altérations à séricite - pyrite, sont de plus faible salinité; ils correspondent à la mise en convection des fluides superficiels, drainés par un pluton, sur une surface d'environ 50 km 2 pour une intrusion d'un diamètre de 2,7 km. La durée de l'intrusion a été estimée à environ 10 Ma, celle du système hydrothermal est inférieure à 2 Ma. Les porphyres à or  constituent un type particulier, connu dans la cordillère canadienne (Mt Miligan, Ajax...) et dans le Sud-Ouest Pacifique (Grasberg). Ils sont caractérisés par un magmatisme souvent dioritique à monzodioritique de type I (série à magnétite), des altérations à biotite ou à albite, un chimisme variable de l'intrusion (alcalin, felsique ou mafique). L'or est directement associé au cuivre, mais pas d’une manière systématique (Barr et al., 1976). Les porphyres à or pourraient être associés à une double fusion dans un contexte de collision (Solomon, 1990). La profondeur de l'érosion est déterminante: la racine se reconnaît au caractère équigranulaire, à l'absence de Pb-Zn. Les outils principaux sont la télédétection, le magnétisme aéroporté, la gravimétrie, la polarisation provoquée, la géochimie des sédiments de ruisseaux (Cu, Mo, Au, cf. Lawyers, Panguna), la géochimie sol (Cd, Zn, Bi, K...), la reconnaissance de rutile rouge et de la biotite, les altérations très caractéristiques, voire les inclusions fluides très riches en sels. Les méthodes géophysiques sont efficaces, en repérant le halo de magnétite en électromagnétisme, la pyrite par polarisation provoquée au cœur. La densité des fractures augmente vers le cœur du système (Titley et al., 1986). Tableau 4.7: Comparaisons des différents types de porphyres Caractéristiques

Cu-Mo

Mo-F

Au-(Cu)

Sn

Encaissant

Monzonite à quartz

rhyolite

diorite

Latite

Magmatisme

type I

type A

calco-alcalin

Paysage

Subduction

rift

forme

Cylindre

Bonnet

cylindre

Minéralogie

Chalcopyrite, tennantite tetraédrite

molybdénite, fluorine

or, chalcopyrite Cassitérite

Cu

0,8%

1,5%

Mo

0,015%

0,2 - 0,3%

Al2O3

0,1-0,5%

0,1 - 2.5%

 proche rivage

32

2 - 5%

MgO/CaO

>1

>1

4.6 Porphyres à molybdène et à étain

Il existe deux types de porphyres à molybdène: l'un avec cuivre se rattache au précédent (quartzmonzonite), l'autre plus siliceux, sans cuivre et avec fluorine constitue un type particulier. Il s'agit également de plutons de faible profondeur, juste sous un volcan. Le rôle économique des porphyres à molybdène est fondamental pour ce métal, mais aussi pour le tungstène, avec les plus grosses réserves mondiales. Les exemples le plus fameux sont Climax [ photos] (1 Gt à 0,4% MoS 2) , Mt Emmons, Henderson (Colorado, 800 Mt à 0,28%.), Cuesta [ photos] (Nouveau-Mexique), mais aussi Dzhida, (Lac Baikal, Russie), Yanchuling et Xinglokeng (Chine). Au Canada, on peut citer les gîtes d'Endako (140 Ma), Alice Arm et Adanac (BC), Mount Pleasant (Nouveau Brunswick), Logtung (Yukon). Il existe de  petits porphyres dans le rift permien d'Oslo et dans la chaîne hercynienne (Callier, 1989). La molybdénite a également été exploitée dans des petits filons de quartz associés à la cristallisation fractionnée de monzonite (Mulja et al., 1995). Ces gisements sont liés à des zones de rift, en ar rière des zones de subduction. Dans l’Ouest américain, les principaux porphyres à molybdène sont associés au rift du Rio Grande, d'âge Oligo-miocène. Il s'agit de granites crustaux, alcalins, à intrusions polyphasées: 4 à Climax [ photos], 11 à Henderson. Ces granites se mettent en place en bordure de caldeira (Cuesta [ photos]), entre 600 et 4000 m sous la surface (White et al., 1981). Les porphyres à molybdène présentent l'allure de stockwerks en coupole, formant un bonnet au -dessus des intrusions (figure 4.4). Les altérations du granite sont bien développées, en particulier l'altération  potassique (antérieure à la minéralisation), avec remplacement complet des plagioclases par des feldspaths potassiques. Cette altération se superpose parfaitement à la zone économique dans le gîte de Henderson (Carten et al., 1988). Le molybdène est présent sous forme de molybdénite (0,3 à 0,5% MoS 2), le tungstène sous forme de hubnérite (0,2%), plus rarement sous forme de scheelite. La pyrite est inférieure à 5%. La chalcopyrite est plus rare. Le molybdène est généralement précoce, le tungstène tardif. La paragenèse comprend du quartz, des minéraux du fluor (topaze, fluorine), de la bismuthinite, de la magnétite. Calcite et rhodochrosite sont tardifs (Cuesta). Il existe une zonalité nette, avec les métaux de base à la périphérie. La genèse de ces gisements est associée au dégazage de CO 2 et H2O de grandes chambres magmatiques contenant un magma relativement pauvre en Mo (1-5 ppm), mais sur une période prolongée, avec des arrivées pulsatives. Les bulles de fluides s'accumuleraient au sommet du magma. Les coupoles constituent le sommet d'intrusion en dyke issue des chambres magmatiques (Lowenstern, 1994). Certains supposent par contre l'existence de magmas très enrichis en Mo, jusqu'à 1,3%, ce qui nécessite de fortes quantités de F, S, SiO 2. Deux types de fluides hydrothermaux sont observés, hypersalins et peu salins; le molybdène serait transporté sous forme de complexes hydroxylés dans des fluides peu salins (Cline et Vanko, 1995). Le plomb trouverait son origine dans la croûte inférieure, sans contamination locale. L'encaissant fournirait certains éléments comme le calcium et le soufre, enrichi en 34S, ce qui  pourrait suggérer une connotation marine. Les guides de prospection sont le contact du granite, l'existence de pendage vertical favorable, la  présence de dykes, la géophysique. Pour repérer l'apex des intrusions, on peut utiliser les textures de solidification unidirectionnelles, feuillets très continus de feldspath et quartz, subparrallèles aux contacts intrusifs. Le gisement de Cuesta a été découvert par son chapeau de fer molybdique jaune brillant, pris longtemps pour du soufre alors que la molybdénite était prise pour du graphite, ce qui en faisait un bien mauvais cirage !

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Les porphyres à étain , de type bolivien, correspondent à des appareils subvolcaniques comparable, très superficiels (Sillitoe et al., 1975). Ils apparaissent hybrides entre les systèmes porphyriques et épithermaux, ce qui traduit un télescopage des processus (Marcoux, 1995). Les gisements les plus importants sont ceux de Llallagua, ou de Potosi, exploités pour étain et argent. Ils représentent 15% de la  production en étain (hors monde communiste). L’or est généralement peu abondant. Potosi a eu une importance économique considérable puisqu'il fournit l'Espagne du XVème siècle en argent. La Cerro de Potosi montrait des filons de puissance métrique très riches. Llallagua est le plus gros gisement mondial d'étain (600 kt Sn). San Rafael (10 Mt à 5% Sn) est un système filonien. Ces gisements sont situés en arrière des porphyres cuprifères par rapport à la subduction du Pacifique. Ils sont associés à des latites mis en place entre 12,5 et 9 Ma (Columba et Cunningham, 1993). On observe de nombreuses brèches hydrothermales, cimentées par de la tourmaline, de la cassitérite et de la pyrite. La paragenèse contient  pyrargyrite, argents rouges, donnant de l'argent natif par altération. La cassitérite est dominante et  précoce. Le gisement de Julcani montre une disposition zonée de filons à Ag, Cu, Bi, Pb, Au, W, associés à un dôme dacitique miocène recoupant d'épais sédiments paléozoïques (Petersen et al., 1977). Les minéralisations se mettent en place moins de 500 000 ans après la formation du dôme et sont recoupées par des dykes dacitiques à anhydrite. Une altération précoce de type épithermal acide (voir  paragraphe 5.2) est suivie par des pipes bréchiques à tourmaline - pyrite - quartz. L'altération hydrothermale est assez discrète, avec tourmaline, mais pas d’altération potassique au cœur et des micas  blancs en périphérie. Ces concentrations en étain seraient très dépendantes d'une source crustale enrichie; ainsi, en Bolivie, le soubassement gneissique serait très anomal (Ericksen et al., 1990). Le système hydrothermal débute à forte température (>500°C) et les fluides se mélangent progressivement avec des fluides superficiels à plus basse température. Les porphyre à étain du Sud du Pérou et de la Bolivie sont recherchés par leur association avec des monzogranites hyperalumineux, à cordiérite - biotite, souvent encaissé dans des sédiments, un métasomatisme alcalin reconnaissable à des structures pseudo - Rapakiwi, des feldspaths turbiditiques, des inclusions fluides secondaires hypersalines de grandes dimensions (50 µm), la présence de tourmaline de type schorl et de chlorite dans les roches altérées.

4.7 Gîtes métasomatiques à Cu-Pb-Zn-W

Les gîtes métasomatiques (ou tactites) correspondent à une importante classe de gisements formés par déplacement d'éléments au sein d'un fluide en imprégnation dans une roche. Il s'agit de phénomènes généralement de haute température, associés aux intrusions granitiques. Le terme suédois de skarn désignait originellement des matériaux sans valeur dans l'argot des mineurs de la mine de Persberg. Il désigne maintenant des roches constituées de silicates calciques, fréquemment à Al, Fe, Mg ou Mn, à grain grossier, formées par remplacement métasomatique, essentiellement siliceux de roches carbonatées au contact d'un intrusif. Les skarnoïdes sont des remplacements de roches non carbonatées. Une autre acceptation les définit comme des skarns sans apport. Un skarn minéralisé diffère d’une zone métamorphique de contact ordinaire par sa taille plus importante, son caractère souvent discordant et un enrichissement en Fe-Mn et en volatils On trouvera une bonne synthèse sur les skarns sur Internet par Meinert (Meinert, 1989). Les skarns constituent des gisements importants de tungstène, de plomb-zinc, de cuivre et d'or. Mais on y exploite également l’étain, sous forme de malayaite (CaSnSiO 5) ou de cassitérite, le béryl, le fer sous forme de magnétite et la wollastonite, utilisée pour la céramique. Les skarns représentaient 70% de la  production mondiale de tungstène et plus de 20% de l’étain en 1987, mais leur production s'est considérablement réduite depuis. Voir les exemples de ce type (type 4.8) dans le tableau principal du  présent chapitre.

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Comme les porphyres, il y a relativement peu de skarns au Précambrien, sans doute du fait de la faible abondance de carbonates et du niveau d’érosion généralement important  ; il existe cependant d’importantes exceptions (Sadiola par exemple). De rares skarns sont asso ciés à amas sulfurés (Galley et Ames, 1998). Les skarns apparaissent souvent dans les zones orogéniques récentes (Mésozoïque),  parfois en limite de faciès, reprises par une ou des intrusions. Dans la ceinture péripacifique, tous les skarns ont environ 90 Ma (Canada, Nevada, Japon, Corée, NE Russie) (Einaudi et Burt, 1982). Les skarns montrent parfois une répartition régionale : Fe et Mo dans les socles, Sn, Pn-Zn, Fe dans les carbonates de plate-forme, Au dans les arcs insulaires, W-Au dans les roches terrigènes (Goyachev et al., 1998). Ils sont souvent associés aux petites intrusions (par exemple, Salau, 3-4 km 2), avec des pendeloques d'encaissants, en contact franc avec un encaissant carbonaté un peu tectonisé. Localement, le granite  peut se situer au-dessus des carbonates. On distingue l'exoskarn, minéralisé de l'endoskarn, plus rare, formé généralement dans les skarns profonds et rarement minéralisé: le granite est remplacé par un assemblage souvent à clinopyroxène, plagioclase, sphène et quartz et le feldspath disparaît. Les skarns sont constitués par des bandes mono-minérales localement discordantes sur le litage. Les corps minéralisés se situent généralement au contact de petits plutons, mais apparaissent parfois à 100 1000 m du contact. 85% des skarns se situent à moins de 800 m du contact avec une intrusion (Kwak, 1987). Les gisements apparaissent dans les zones indentées de la partie supérieure du pluton. Il peut exister des skarns le long d’accidents faillés préexistants qui drainent les solutions, m ais les skarns sont souvent absents dans les zones où il y a des filons à étain - tungstène (Bolivie). Les déformations synintrusions conduisent à une géométrie complexe: forme lobée des intrusions avec une géométrie en colonne. La morphologie est parfois concordante, le long de contacts lithologiques. Les skarns montrent une forte zonalité, avec parfois un greisen ou de la tourmalinisation de l’intrusion (Yukon). Les colonnes métasomatiques sont fonction de la composition lithologique. Une zonalité typique comprendrait, d’un marbre pur vers une granodiorite: (1) un skarn à wollastonite, avec grossulaire, idocrase et diopside; (2) un skarn à grenat (grossulaire, andradite), diopside - hédenbergite, scheelite; (3) un skarn à pyroxène avec hédenbergite - diopside, plagioclase, magnétite et scheelite; (4) un skarn à hornblende, adjacent à la granodiorite, avec hornblende, plagioclase, microcline, magnétite et scheelite. La genèse des skarns est due à la percolation de solutions hydrothermales dans les strates à partir de discontinuités. Les gisements présentent une mise en place polyphasée. On distingue deux grandes  phases (1) la phase métasomatique prograde correspond à une métasomatose avec apport de Fe, Mn, Al à hautes températures (600 à 500°C). Des dépôts de silicates métamorphiques se produisent, tels sphène/ clinozoïsite / salite et de calcite par exemple Il s’agit d’un processus de diffusion où les transferts d’éléments sont modestes. Le moteur est le gradient de concentration: la roche diffuse ses éléme nts dans le fluide, sans qu’il y ait percolation. La salinité des fluides est très élevée. Dans le cas des skarns à tungstène, de fins dépôts de scheelite disséminée précoce à basse teneur (0,01% WO 3) peuvent apparaître dès cet épisode. (2) la phase hydrothermale rétrograde correspond à l’envahissement du système par des fluides de plus  basses températures (450 à 300°C) dont une partie peut être mise en mouvement par convection. La métasomatose est alors de percolation. le fluide percole à travers un massif poreux avec lequel il effectue des échanges chimiques. Le moteur est le gradient de pression au sein du fluide; il y a apport et départ 35

d'ions; en amont, le fluide impose ses conditions, tandis qu’en aval, c'est la roche; il se développe donc une colonne métasomatique, avec des unités tranchées, qui progresse vers l'aval. Ce stade peut être contemporain de mouvements tectoniques qui contrôlent alors la géométrie des corps minéralisés (Salau. Ertsberg). La baisse de pression permet parfois une ébullition, e t une profonde transformation de la chimie des fluides, alors moins salins. L'assemblage minéralogique comprend alors des minéraux hydratés, associés à des sulfures, de la calcite, du quartz. Cette phase rétrograde enrichi le minerai  jusqu'à une teneur exploitable. La variété des skarns a conduit à un grand nombre de classification, selon la profondeur, la nature du minéral calcique dominant (calcite, avec hédenbergite - idocrase - malayaite ou dolomie -forstérite serpentine), la taille de la percolation (cornéennes vs. vastes auréoles, Cheilletz, 1988). En terme d’oxydoréduction, on distingue ainsi deux types de skarns:  les skarns oxydés (riche en Fe 3+) montrent

des grenats abondants (andradite) et du diopside au stade prograde et un assemblage rétrograde à épidote, chlorite, calcite, quartz et pyrite;  les skarns réduits montrent des pyroxènes et des

grossulaires progrades et un stade rétrograde à

 biotite, plagioclase, magnétite et pyrrhotine. La fugacité en oxygène dépend à la fois de la nature du magma et de la capacité de réduction des roches (présence de graphite par exemple). Les skarns des systèmes porphyriques sont particulièrement complexes, dus au télescopage des intrusions (Einaudi, 1982). Ils s’insèrent au sein de zonalité régionale avec le porphyre au cœur, des skarns et des mantos en périphérie (cas de Mines Gaspé ; Meinert, 1997). La source des fluides semble être en relation avec la nature des magmas : Sn-W avec les granites à ilménite, Mo-Cu-Pb-Zn-Ag-Au avec les granites à magnétite. La t eneur en alumine permet d’opposer les skarns à étain, associés aux granites crustaux riches en alumine, aux skarns à fer, les plus calciques. Les inclusions fluides permettent de déterminer souvent des températures allant de 400 à 800°C, avec des fluides souvent très salins, en particulier au voisinage du contact. Elles montrent une association parfois complexe H2O, CO2, CH4 (N2, H2S) (Shelton, 1983). Ces fluides hydrothermaux n'étaient pas forcement riches en métaux, mais les colonnes métasomatiques constituent des filtres très efficaces. La prospection des skarns peut être réalisée de manière très empirique, en recherchant pour le tungstène les petits massifs de granite (inférieur à 50 km 2) recoupant des séries carbonatées assez épaisses (cf. Salau), ou pour l’or des lames de diorite recoupant des carbonates (Sadiola, Beal Mountain ou Navachab en Namibie). Il existe des zonalités dans l’abondance des différents métamorphique et leur composition (rapport grenat/pyroxène), avec une augmentation fréquente de la teneur en Fer (et donc des variations de la couleur) vers les minéralisations (Meinert, 1997). Les méthodes géophysiques donnent de bons résultats : magnétisme surtout, éventuellement gravité. On pourra également utiliser la prospection alluvionnaire pour la scheelite ou la malayaite (lampe ultraviolet), la géochimie du mercure (Chine). Au stade tactique, l'existence de rentrants dans le granite est un caractère favorable. Les teneurs les plus élevées sont contrôlées par les zones de plissement les plus i ntenses, ou par des zones à lithologie peu  perméable envahies par les fluides rétrogrades. C'est parce que, en 1913, des prospecteurs pour or avaient du mal à purifier leur batée que l'on découvrit le premier gisement de scheelite en Californie. Il ne forme cependant pas de gros placer. La lampe ultraviolette permettra d'identifier la scheelite dans les  batées et sur le terrain.

Tableau 4.9: caractéristiques des différents types de skarns (d'après Pirajno, 1992) Fe

W

Sn

Mo

36

Cu

Zn-Pb

Au

Taille (Mt)

5-200

0,1-2

0,1-3

0,1

1-400

Teneur 

40%

0,5%

0,1-0,7%0,1%

1-2%

9-15%

Métaux associés

Cu, Co, Au

Mo, Cu, Zn, Bi

W, F, Cu, Zn

Cu, U, W, Ni

Mo, Zn, W, Ag

 Ag, Cu, W

Cu, Mo

Intrusif 

Gabbro, syénite, diorite

q-dior, qmonzonite

granite

granite, qmonzonite

q-monzonite

granod, diorite, syénite

Diorite

Type de granite

Magnétite, I

Ilménite, I et S types

ilménite, S type magnétite

magnétite

magnétite

Magnétite

Ca-Mg

Ca-Mg

Ca

Ca-Mg

-

Ca

Ca

Cipolins ou dolomies

Profondeur 

Profond

peu profond

superficiel

fO2

Réducteur 

Réducteur 

oxydé

Oxydé

Minéraux

Magnétite chalcopyrite cobaltine, pyrrhotine

Scheelite molybdène chalcopyrite pyrrhotine, sphalérite, magnétite, pyrite

chalcopyrite hématite magnétite, pyrrhotine, molybdénite, tennantite

Pyrite, asp, pyrrh, chalcopyrite, tellurures

Silicates précoces

Ferros, gandite, épidote

Ferros, hédenbergite, grandite, idocrase, wollastonite

Silicates tardifs

Remarques

0,2-3 1,5 g t

idocrase, spessartine, andradite, datolite

grenat, pyroxène, wollastonite

andradite hédenbergite, diopside wollaston spessartine

andradite, rhodonite

Wollastonite,

 Amphibole, chlorite, Grenat, biotite, ilvaite hornblende, plagioclase

amphibole, mica, chlorite, tourmaline, fluorine

amphibole, épidote, actinote, chlorite

actinolite, chlorite, montmorillonite

actinolite, chlorite, alvaite, rhodonite

Chlorite, actinolite, épidote, scapolite

Niveau volcanosédimentaire dans

porphyres

Grenat épidote abondant

Grenat pyroxène abondant

l’encaissant,

Grenat pyroxène abondant

porphyres

T°C

400-700

400-600

Faciès amphibolite

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5. LES GÎTES DU VOLCANISME AÉRIEN FELSIQUE

51. Cadre géologique 52. Gisements épithermaux acides à cuivre et or 53. Gisements épithermaux neutres à or et argent 54. Maars et diatrèmes alcalins à or et argent 55. Remplacements à or et métaux de base dans les carbonates 40

5.1 Cadre géologique

Les fluides jouent un rôle majeur dans le fonctionnement des volcans : d’une part, les volatiles dissou s dans le magma influencent directement le style éruptif; d’autre part, le magma réchauffe les fluides  présents dans les terrains encaissants, ce qui conduit à des variations du niveau hydrostatique, déformant la morphologie des volcans et à une microséismicité due à l’ébullition des fluides. Les auteurs nord américains utilisent le terme d’épithermal pour décrire les gisements associés au volcanisme aérien (Lindgren, 1922). Il s’agit de dépôts formés au voisinage immédiat de la surface (600 t Au Au

~

~

maar –  acide

~

Espagne

~

10 t Au

Au

~

~

Acide

227

1.6

Au

~

~

Neutre

~

17 t Au

Au

~

~

Acide

Colorad USA o Colorad USA o Colorad USA o

23.8

3

Zn

4.2% Pb. ~

0.2% Cu. 320 g/t Ag et 3.7 g/t Au. soit environ 1.2 Mt Pb. 98 t Au

Ok Tedi

~

PNG

~

6

Zn+Ag

~

~

~

Santa Eulalia

~

Mexique

~

~

Sn

~

~

~

Tintic

~

USA

12

82 t Au

Au

6 kt Ag

~

100 kt Cu. 585 kt Pb

Trepca

~

Yougoslavi ~ e

~

~

~

~

~

5. Leadville 3

5. 3 5. 5 3 5. 5 3 5. 5 3 5

Rodalquila r Round Mountain Summitvill e

~

République Dominicain ~ e

La plupart des gisements épithermaux est d’âge cénozoïque, mais Hope Brook (Terre Neuve) et Imiter (Maroc) sont exceptionnellement fini-Protérozoiques. Ils sont mieux conservés dans les arcs continentaux que dans les arcs insulaires, soumis à une érosion plus rapide. L’exploration devra donc être sensible à la détermination de la position des paléosurfaces.

5.2 Gîtes épithermaux acides à cuivre - or

Les gîtes à cuivre - or sont localisés immédiatement au voisinage d’appareil volcanique, dans des volcanites (tufs, dacite, andésite, rhyolite) ou des sédiments lacustres. Ils constituent l’apex des systèmes  porphyriques près desquels on les rencontre parfois (Lepanto aux Philippines, ou Bor, en Serbie). On utilise le terme d’ acid-sulfate (Heald et al., 1987), en faisant référence à leur altération dominante, ou de gîtes riches en soufre. Ils peuvent constituer des gîtes d’or très i mportants tels El Indio (Chili), Goldfields et Summitville [ photos] (Colorado). Ils sont associés à des rhyolites tardives issues de magmas calco-alcalins de composition andésitique à dacitique, à caractère oxydé (Arribas, 1995). Les gisements sont souvent situés en bordure de caldeira, à moins de 100 m de la paléosurface. Ils peuvent se situer latéralement par rapport à un apex porphyrique. La partie sommitale est associée à une zone de silicification qui marque la paléo-table phréatique, tandis que la partie inférieure fossilise la zone de transformation des fluides magmatiques en vapeurs acides. La morphologie des gisements est variée: filons, brèches hydrothermales, stockwerks ou minéralisations disséminées, mais souvent équidimentionnelle; la hauteur minéralisée varie de 100 g/t Ag. Cd. Ge. As 99.1Udokan~~3003Cu~Protérozoïque moyen~ 99.1White PineMichiganUSA181>6 Mt Cu produit. 1.1%Cu6.8 g/t AgProtérozoïqueen 1986) 99.3Arlit - Akuta~Niger~170 kt U metalU~~Roll-front 99.3Bigrlyi~Australie0.80.34U3O8~ProtérozoïqueRoll-front 99.3Cigar LakeSaskCanada0.1212.2U~ProtérozoïqueDiscordance 99.3Cluff LakeSaskCanada~25 000 t UU~ProtérozoïqueDiscordance 99.3Jabikula 2NTAustralie0.20.39U3O88.1 t Au à 15.3 g/tProtérozoïquediscordance 99.3Jabikula:NTAustralie0.220.3U~Protérozoïque~ 99.3Key LakeSaskCanada0.0752.34U~ProtérozoïqueDiscordance 99.3McArthur RiverSaskCanada0.1915U3O8~ProtérozoïqueDiscordance 99.3RangerNTAustralie0.150.25U~ProtérozoïqueDiscordance 99.4Haute Silésie~Pologne30~~~~Kart 99.4Tioussit-Bou Beker - BedianePays des Horts Maroc4.616Pb~JurassiqueKarst 99.4SalafossaAlpes CarniquesAutriche. Italie35Zn1% PbJurassiqueKarst 99.4Pine Point ~Canada66.2Zn2.5 % PbDévonienRécif 99.4Polaris ~Canada2214.3Zn3.8% Pb. 3 g/t AgDévonien~ 99.4SE Illinois/W Kentucky~USA~10 Mt Fluorinefluorine~Mississipien~ 99.4Viburnum TrendSE MissouriUSA11~PbZn. CuCambrienRécif 99.4~Upper MississippiUSA3~ZnPbCambrien~ 99.4AuriacMassif CentralFrance~100 kt BaBa~ViséenKarst 99.4Beddiane-MektaPays des HorstsMaroc~~Pb-Zn14% PbLiasKarst 99.4Bou Grine~Tunisie3.513Zn2.5 %PbTriasDiapir 99.4CadjebutWestern AustraliaAustralie3.214Pb4.8%ZnDévonienÉvaporites 99.4Jebel IrhoudJebiletMaroc~1 Mt Babarytine~CambrienKarst 99.4Keryo Valley - Kimwarer ~Kenya640fluorine~PrecambrienRempl. 99.4Laisvall~Suède803.5Pb0.44% Zn. 9g/t AgCambrienGrès 99.4LargentièreCévennesFrance8.23.7Pb0.6% Zn. 75 g/t AgTriasArkose 99.4Les MalinesCevennesFrance1~Pb-Zn~CambrienKarst 99.4ReocinPays BasqueEspagne3.5~PbZn~CrétacéDiapir 99.4ZeïdaMoulouyaMaroc233.1Pb~TriasArkose 99.5Les FargesMassif 80

CentralFrance~400 kt BaBa100 kt PbTrias~ 99.5ZelmouHaut AtlasMaroc~4 Mt BaBa~Trias~ 99.5VoltennesMorvanFrance~~fluorine~Jurassique~ Type Nom District Pays Tonnage Teneur Substance Autre Age Divers TV Mt principale substance encaissant Ces minéralisations occupent les bassins intracratoniques en extension, montrant fréquemment un volcanisme basique. Ils apparaissent après l'Archéen, en particulier à la fin du Paléozoïque et au Protérozoïque moyen. Les minéralisations se situent dans des séries transgressives légèrement diachrones, au passage entre des niveaux oxydants, rouges et des niveaux réducteurs, riches en soufre et/ou en matière organique. Les concentrations se situent près des paléoreliefs, en relation avec des failles synsédimentaires souvent difficiles à mettre en évidence (Mauk et al., 1992). Il s'agit de minéralisations généralement très concordantes; elles peuvent être localement discordantes (Rucken du Mansfeld, Rote Faule) tantôt à Co-Ni-U-Ag, tantôt F-Ba. On distingue deux types de minerai, précoces (80% des réserves) et tardifs à White Pine (Michigan), associés à des remobilisations le long de faille. Les Kupferschiefer constituent des minéralisations associées à la transgression permienne au contact entre les grès du Rotliegendes et les évaporites et carbonates du Zechstein. Elles sont marquées par un mince niveau (60 cm) de schistes calcareux et bitumineux marins. Ce niveau est connu de l'Angleterre à la Pologne, soit sur 600 000 km 2 mais il n'est exploitable sur 0,2% de sa superficie, en bordure méridionale du bassin du Zechstein. L'ensemble a produit plus de 2 Mt Cu à des teneurs de 1,5% Cu, avec Pb, Zn, Ag, Co et V. Le minerai se présente sous forme de minces filonnets stratiformes de sulfures dans les shales et dans les grès éoliens au sommet des Rotliegendes, au voisinage de volcanites  bimodales. Les minéralisations sont concentrées en limite externe de secteur de haut-fond où le Zechstein est oxydé (Rote Faule). Ils forment des zones minéralisées concentriques. Les gisements du Kupferschiefer s'inscrivent au sein de zonalité régionale très marquée: on passe de zones à hématite / chalcosine - digénite - covellite / bornite / chalcopyrite / bornite, à la fois vers le sens vertical et horizontal. On a reconnu 51 éléments chimiques et extrait Cu, Pb, Zn, Ag, Au, Ni, Pt, Pd, Ce, Re (rhénium),Tl, V et Iode ! Depuis les récifs et le littoral vers le large, on observe la succession: cuivre natif / chalcosine / bornite / chalcopyrite / pyrite, marquant donc un déficit en soufre et en fer près du rivage. Plomb et zinc sont situés au toit, le cuivre, parfois uranium et manganèse au mur. On observe du cuivre natif et une altération à albite et zéolites indiquant une faible température de mise en place. La Copperbelt du Shaba  constitue l'une des plus importantes provinces minières du globe (Annels et Simmons, 1984). 36 mines forment une ceinture de près de 520 km de long, entre le Sud-Est du Zaïre et le Nord de la Zambie et représente 20% du cuivre et les 2/3 du cobalt dans le monde (réserves 150 Mt Cu, 8 Mt Co). L'une des motivations de la (re)découverte de cette ceinture en 1892 est la croyance qu'avait Cecil Rhodes en la présence de minéralisations au niveau des crêtes séparant des bassins versants ! La série du Katangien (1100-600 Ma), comprend des détritiques, des évaporites (Roan), puis des conglomérats de type tillite et des pélites dolomitiques; l'ensemble est puissant de 2600 à 4700 m. La tectonique est très complexe, avec des décollements des séries et des brèches cyclopéennes. Le métamorphisme est du faciès schiste vert, avec quartzite/argillites (recristallisation du minerai). Les minéralisations sont stratiformes à Cu, Co, U, Ni. et occupent des encaissants variés. A l'échelle du gisement, la zonation verticale est marquée par de la pyrite dans des arénites albitiques au toit, chalcopyrite-séricite, puis un niveau sulfuré cobaltifère. Depuis les zones hautes en allant vers le bassin, on passe de la pyrite, à la carollite, la bornite, la chalcopyrite, puis à la bornite et chalcosine. Les minéralisations du Shaba diffèrent selon le secteur. Au Zaïre, la série des mines est dolomitique et  peu métamorphique; les gîtes de Cu-Co-U-Ni sont encaissés dans des pélites carbonées. On observe des variations de faciès rapide. La disparition de l'anhydrite serait liée à l'hydrothermalisme. Le disthène indique un lessivage intense. En Zambie, la série est plus littorale, terrigène, avec un niveau métamorphique plus élevé et une recristallisation plus intense. 30% de ces minéralisations sont situés dans les grès, le reste est dans les shales. Ces gisements sont caractérisés par la faible proportion de 81

gangue. Les silicates (biotite, talc, trémolite) contiennent du cobalt. Les puissances minéralisées sont  plus élevées que pour les Kupferscheifer et peuvent atteindre 10 m. Dans la même province, mais dans les carbonates sus-jacents, sont connus des gisements de Pb-Zn et le gîte à paragenèse complexe à Zn-Cu-Ge de Kipushi, situé le long d'une faille majeure (De Magnée et François, 1988). La minéralisation y forme des pipes elliptiques d'origine karstique d'un diamètre de quelques mètres. Ils rappellent certains gisements associés aux diapirs. Le gisement de Tsumeb (Namibie) est un énorme pipe bréchique profond de 1700 m, à remplissage polymétallique recoupant et remplaçant des carbonates de plate-forme. Il s'agit d'un gîte hybride avec des minéralisations Pb-Zn associées à des circulations de bassins et des dépôts cuprifères qui pourraient être dus à un processus de dévolatilisation métamorphique. Une altération supergène produit tardivement une minéralogie spectaculaire jusqu'à 300 m de profondeur, mais aussi à plus de 750 m de profondeur (Pirajno, 1992). Le cuivre est fréquemment remobilisé en conditions de surface et conduit à la formation de concrétions de malachite du Zaïre, avec azurite, chysocolle, dioptase. On observe un enrichissement en cobalt au Zaïre, marquée par le dépôt de carrollite. Outre le Kupferschiefer, il existe de nombreuses variantes de gisements de métaux de base associés à des niveaux de shales noirs au voisinage de carbonates. Le gisement de Nick (bassin de Selwyn, Yukon) est encaissé dans un niveau d’âge Dévonien et montre des teneurs jusqu’à 5,3% Ni, Zn, platinoïdes et or (Hulber et al., 1992). Les shales noirs de Chine sont des gisements de molybdène qui contiennent  jusqu’à 7% Mo, 2% Zn et 2,5% As (Coveney et al., 1992). Ces gisements couvrent des surfaces dépassant le millier de kilomètres carré. On passe d’une manière encore peu explicite à des concentrations de type sedex. Ces gisements ont été considérés comme syngénétiques du fait de la conformité et de la grande continuité latérale des gisements et de leur relation avec la sédimentation (Renfro, 1974); on aurait également signalé des grains arrondis de malachite en URSS, ou de sulfures au Maroc. Le caractère discordant en grand et les âges isotopiques plaident pour un modèle épigénétique, faisant appel à des fluides oxydants venant de bassin (Unrug, 1988; Brown, 1992, Vaughan et al., 1989; Speczik, 1995). Le dépôt s'effectuerait en deux temps: (1) sédimentation grise en milieu réducteur, généralement carbonaté et riche en soufre (gypse, sulfures, anhydrite); (2) métasomatisme par percolation de fluides riches en métaux de base depuis un sédiment continental voisin, de couleur rouge, très perméable parce que grossier. La limite entre horizons noirs à la base et rouges au sommet représente le contact entre le corps inférieur réducteur, sursalin et le corps supérieur, oxydé. Les minéralisations seraient donc associées à la diagenèse précoce (rôle de la matière organique, texture des dépôts) ou tardive (Richard et al., 1988). La  présence d'une discordance à l'échelle régionale des minéralisations sur la stratification pourrait laisser supposer une mise en place encore plus tardive, fini-Triasique pour les Kupferschiefer (Jowett et al. 1987). Les mouvements du fluide seraient liés à une convection hydrothermale dans un contexte de rift, contrôlée par la perméabilité des différents niveaux. La diagenèse des évaporites (compaction et déshydratation du gypse, transformation des minéraux argileux en chlorite) et/ou leur évolution  postérieure (charriages à White Pine et au Zaïre) pourraient provoquer une expulsion de fluides hypersalins sous des pressions lithostatiques et une redistribution des éléments, bloqués par la barrière carbonatée imperméable au-dessus. Le dépôt du minerai serait du à des réactions de basse température soit par réduction bactérienne des sulfures, soit par réduction thermochimique de sulfate par la matière organique (Speczik, 1995). La zonation des sulfures est liée à la séquence des produits de solubilité. L'origine des éléments pourrait être recherchée dans les basaltes ou les arkoses sous-jacentes. Les gisements de Pb-Zn associés du Shaba seraient syntectoniques, mis en place par des fluides hypersalins vers 300 ºC (Kampuzu et al., 1998)

82

La prospection des ces gisements fait appel à la paléogéographie; on recherchera les bordures de bassins  post-Archéens en contexte de rift sous des paléolatitudes basses. Les minéralisations sont situées au voisinage d'évaporites, de grès rouges. Le bassin devra contenir des séquences puissantes de couches rouges et éventuellement des roches volcaniques extrusives bimodales. La minéralisation est située immédiatement à la base de la zone grise, riche en sulfures. Les faciès de sebkha, les carbonates de  bordure de bassin et les schistes noirs sont les encaissants les plus fréquents. Les évaporites peuvent avoir été dissoutes. Au Shaba, la géochimie en sol est efficace, en particulier pour reconnaître des gossans. La fleur du cuivre ( Ocimum homblei ) a été utile. Les photographies aériennes ont été employées dès 1927 pour repérer les clairières d'intoxication. Les gisements de cuivre disséminés répondent bien à la prospection géophysique (polarisation provoquée). Un cas particulier de minéralisation dans les shales est celui de Muruntau [ photos] (Ouzbékistan). Il s'agit du gisement d'or le plus important de l'ex-URSS, avec une teneur de 1 à 4 g/t, pouvant atteindre 20 à 30 g/t. Il est encaissé dans des schistes et carbonates du Cambrien, schistosés et recoupés par un stockwerk de quartz. La zone minéralisée est constituée d'un assemblage métasomatique (diaphtorèse des auteurs russes) à biotite, orthoclase, albite et quartz de couleur rose, passant à des schistes noirs rubanés à biotite et graphite, puis à des grès carbonés en périphérie. Les gisements de ce type peuvent être considérés comme un cas particulier de zone de cisaillement aurifère, suivant des zones de chevauchement (chapitre 6.2). Les petits gîtes de cuivre et d'or du district de Tennant Creek (Protérozoïque du Northern Territory, Australie) présentent quelques analogies avec ces gisements. Il s'agit de zones de cisaillement ou de remplacement riches en magnétite et hématite dans des séries détritiques. Leur genèse est att ribuée au mélange de fluides connées (issus du bassin sédimentaire) avec des fluides d'origine magmatique (Huston et al., 1993).

9.3 Grès à Uranium

Les grès sont des roches hôtes très favorables au dépôt de l'uranium. On peut reconnaître deux grands types d'environnement (TAB9.2.):  des minéralisations stratiformes à basses teneurs (type Colorado). Elles contiennent entre 40 et

50% de l'uranium mondial (40 000 t/an), et représentent 65% de la production et des ressources des USA. Des gisements importants sont connus au Niger (Arlitt, Akuta), au Gabon (Franceville) et dans l’Ouest américain (Finch, 1967; Sanford, 1992) dans des bassins post-siluriens. De petits gîtes sont associés aux ensembles détritiques tertiaires bordant le Massif Central français. Chaque gîte contient de 1000 à 10 000 t U; la teneur moyenne est de l'ordre de 0,1 à 0,2% U 3O8.  des minéralisations situées à l'interface socle

- couverture à plus hautes teneurs qui produisent également Ni, Co, Se, Ag, Au, Mo, Pt. Ce type n'est reconnu que depuis la découverte du gisement de Rabbit Lake en 1968. Les principaux dist ricts producteurs sont d’âge Protérozoïque, dans le bassin du Saskatchewan (Athabasca) et d’Australie (Alligator river). Le bassin de l’Athabasca produit 30% de l’uranium dans le monde. Les teneurs de ces gisements varient de 0,3 à 4% U, et peuvent atteindre plus de 12 % U à Cigar Lake et McArthur (>12 % U). Les tonnages peuvent atteindre jusqu'à 5 Mt de tout-venant. Les gisements australiens sont plus  petits. Le nickel peut atteindre 1 à 2%. Il existe également du cobalt et de l’or. Tableau 9.2: Comparaison des différents types de gîtes d’uranium type

Teneur

Taille

%U3O8

(k st U3O8)

% ressources

83

Produits

Co-produits

conglomérats

0,1 - 0,2

20 –  125

20

U, Au

Th

discordance

0,2 - 10

10 – 250

16

U

Au, Ni, Pt

filons

0,1 - 1

0,1 –  25

5

Bi,Co,Ni,Ag,U

grès

0,1 - 0,3

0,5 –  30

45

U

Mo, Se, Cu, V

calcrète

0,1 - 0,3

20 –  51

2

U

V

9.3.1 Le type Colorado Les gisements apparaissent dans des bassins intracontinentaux: demi-graben du Massif Central français, le long de vieilles sutures hercyniennes, ou bassin plus ouvert au Colorado. L'encaissant est composé de roches clastiques, plus ou moins consolidées, parfois conglomératiques, à caractère fluviatile, molassique, parfois riches en matière organique. La perméabilité de ce système est contrôlée par un dispositif en chenaux. Les gisements présentent trois grands types de morphologie: (1) les rolls, limitant des zones d'oxydations différentes, très caractéristiques; (2) les bankets, paléochenaux pénéconcordants, zones les plus perméables ou riches en matière organique; (3) les disséminations, parfois plus verticales, en particulier proches des failles en bordure du bassin. La minéralisation comprend pechblende et coffinite, avec pyrite, marcasite et matière organique détritique, argiles authigène. En milieu plus oxydant, on observera autunite, carnotite, tyuyamunite, avec des feldspaths, de la matière organique altérée, limonite, hématite. La gangue est absente (pas de quartz). Le Francevillien (Protérozoïque moyen) du Gabon a montré des gisements exceptionnellement riches (60 %) du fait de circulations hydrothermales tardives. Une dizaine de sites ont montré des réactions de fission à Oklo créant des anomalies avec un appauvrissement en 235U (Gauthier-Lafaye et Weber, 1989). L'uranium est associé au vanadium (jusqu'à 1,5% V 2O5 sous forme de montroséite). Le cuivre est rare. On observe dans les gisements de type roll une nette zonalité, avec sélénium à l'arrière et molybdène à l'avant. Les altérations hydrothermales sont discordantes sur la stratigraphie et montrent des couleurs contrastées: dans le bassin de Lodève (France), on peut distinguer des argiles près de la paléosurface, des zones à albite - analcime, à albite seule (avec un enrichissement en uranium) et à albite - microcline. Les  piles nucléaires d’Oklo sont entourées d’illite et de chlorite. La genèse de ces gisements est attribuée à des circulations de fluide mobilisant l'oxyde d'uranium, très mobile. La source de l’uranium serait soit les roches détritiques elles -mêmes, dérivées de protolithes granitiques ou de volcaniques rhyolitiques enrichis, soit le fond du bassin et la matière organique. L’uranium est ensuite transporté sous forme oxydé dans le bassin détritique. Des mélanges entre des eaux douces locales et hypersalines régionales peu après le dépôt des sédiments, circulant à la base des  bassins conduisent à des fronts d’oxydoréduction (Sanford, 1992). Les températures des dépôts varient entre 80 et 170°C, dans des conditions plus basiques et plus oxydantes que les gisements à Pb-Zn. L'uranium précipitera à une interface d’oxydoréduction, notamment au voisinage de produits organiques réducteurs. Des bactéries anaérobies pourraient altérer la matière organique et libérer l'uranium, tandis que des bactéries aérobies pourrait produire la précipitation de l'uranium. Ces gisements peuvent être également encaissés dans grès carbonatés à grains fins et des argilites tuffacés lacustres sur des bassins en extension (Tertiaire de l'Ouest américain). Il s'agit de très gros gisements à basses teneurs (0,01 à 0,1% U 3O8). Le climat était très aride. La précipitation de l'uranium, 84

lessivé des roches encaissantes, avait lieu dans les zones anorexiques tranquilles. A la fin de cette sédimentation lacustre, les faciès carbonatés étaient affectés par des solutions riches en silice qui reconcentrent la minéralisation (Sherborne et al., 1979). A l'échelle stratégique, on pourra utiliser un raisonnement géologique en recherchant les zones de front d’oxydoréduction dans des bassins synclinaux: la couleur des altérations et l'hydr ogéochimie peuvent servir de guides. A l'échelle locale, on recherchera les zones de failles, les perméabilités sédimentaires, la présence d’écran argileux au sommet. A toutes les échelles, l'uranium se trouve surtout par la signature radioactive (radiométrie, géochimie du radon) (Bigotte et Obellianne, 1968). Voir les exemples de ce type (type 9.3) dans le tableau principal du présent chapitre. Tableau 9.4: Compar aison des gisements d’uranium de type Athabasca et Colorado Caractéristiques

Athabasca

Colorado

Âge

Protérozoïque

Méso et Cénozoïque

Paysage

Bassin

Molasse

Teneur 

1-15%

0,1 - 0,2%

Altération

Forte

Faible

Géochimie

U, Ni, Co

U, Mo, V

9.3.2 Le type Athabasca Ces gisements sont encaissés par des séries détritiques matures (grès fluviatiles et shales) de bassins cratoniques d'âge Protérozoïque moyen du Canada (Athabasca au Saskatchewan, Thelon dans les NWT) et des Territoires du Nord australiens (district d’Alligator river). Au Canada, les sédiments de l’Athabasca sont datés à 1720 Ma et repose sur un socle Archéen et Protérozoïque (Aphébien) comprenant des gneiss alumineux et des granites rétromorphosés dans le faciès amphibolite. Le socle s’observe au cœur du bassin à l’occasion d’un cratère d’impact (district de Cluff Lake ; Laine et al., 1985). Les gisements apparaissent sous forme de filons et d’amas sur la discordance, toujours au voisinage de niveaux de graphite dans le socle. Les filons montrent un fort contrôle structural par des failles inverses ou normales ; les amas ont des formes de cigare le long ou en dessous de la discordance, au voisinage d’intersections de faille, ou forment des corps "perchés" sub économiques jusqu'à 200 m au-dessus de la discordance. La minéralogie comprend pechblende dominante et coffinite, accessoirement des minéraux de nickel (Key Lake), de cobalt, sélénium natif, or natif, tellurures, molybdénite; l'association géochimique est complexe, avec en outre Ag, As et Pd (Sibbold et Petruk, 1985). Les terres rares lourdes sont parfois très concentrées (Maw zone, Athabasca). Cette association n’est donc pas très différente de celle des gisements de type Olympic Dam. On observe également de la tourmaline (dravite) et des carbonates. Les altérations sont souvent très intenses: ainsi, à Cigar Lake, on observe du cœur vers la périphérie, une zone d'altération grise dans les grès, marquée par une dissolution du quartz, une augmentation des argiles et des sulfures de fer, puis une zone siliceuse, avec des fractures ouvertes à quartz automorphe, enfin une zone des argiles massives, tendre, puis indurée (illite Fe, chlorite Fe-Mg, ferri-kaolin, sidérite) qui contient la minéralisation perchée. Le socle sous-jacent montre également une zone à chlorite massive, des globules de matériaux carbonés, avec une destruction des textures métamorphiques. L'altération du socle au voisinage de l'interface avec la couverture peut atteindre 200 m de profondeur et correspond en partie à un paléosol.

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Les gîtes du district d’Alligator River (Australie) sont du même âge et formés dans le même environnement que ceux de l’Athabasca, mais sans minéralisation connue dans la couverture. La minéralogie est identique, et la chloritisation polyphasée s’étend sur p lus de 200 m autour des gisements. Ces gisements canadiens présentent une mise en place polyphasée débutant 200 Ma après la sédimentation (1514 Ma). Les âges isotopiques les plus fréquents se situent vers 1350 Ma, avec des remobilisations multiples (Cumming et Krstic, 1992). Les fluides présentent une température de 160220°C et une forte salinité; ils résulteraient de mélange entre des fluides oxydant du bassin, mis en convection libre, et de fluides réducteurs provenant du socle, peut-être issus de processus métamorphiques (Raffensperger et Garven, 1995 ; Kotzer et Kyser, 1995). La variété des associations minérales a été mise en relation avec la nature des altérations supergènes du socle, susceptible de mettre les éléments accessibles au lessivage (Pagel, communication orale). La précipitation aurait lieu sur l'interface entre le socle et les sédiments, une limite naturelle d’oxydoréduction. La prospection de ce type de gisement est basée sur des critères géologiques: recherche de la discordance et de niveaux de graphite dans le socle, intersection avec des failles majeures. La  profondeur d’investigation dépasse couramment 500 m de profondeur. On utilise la radiométrie et le gamma ray aéroporté, le traçage des blocs, la géochimie de lac (1 ech/km 2), la géophysique au sol (DEEPEM). Cigar Lake a ainsi été découvert sur un conducteur électrique à 410 m de profondeur (Fouques et al., 1990). A l'échelle locale, la structure du socle joue un rôle essentiel (dôme, faille). La distribution des altérations, déterminées par RX en laboratoire ou sur le terrain (Pima) ou par le calcul d’une norme géochimique, permet d’orienter les forages. Le lessivage peut provoquer des anomalies en microgravité.

9.4 Gisements à Pb-Zn-F dans les couvertures sédimentaires

Les métaux de base sont abondants dans les premiers niveaux des couvertures sédimentaires (Caia et al., 1980). Ainsi, les gisements dans les carbonates contiendraient environ 130 Mt de Pb+Zn, sur les 500 Mt mondiaux. Ils produisent également de grandes quantités de barytine et de fluorine, plus accessoirement de l'argent et du cadmium. Chaque gisement est souvent assez petit (1 Mt métal), mais les districts sont très importants (Sangster, 1990) avec des tailles variant de un (Mibladén [ photos], Maroc) à 10 000 km 2 (Upper Mississippi Valley, USA). Voir les exemples de ce type (type 9.4) dans le tableau principal du  présent chapitre. Les auteurs nord-américains utilisent le terme de Mississippi Valley Type (MVT) pour désigner ce type de concentration, du fait de leur abondance dans le centre des U.S.A. On notera toutefois qu’il existe des différences entre cette acceptation et les gisements européens à Pb-Zn dans les carbonates, généralement associés à des bassins de plus petite taille. Les principaux gîtes sont connus depuis le Protérozoïque, mais apparaissent souvent au Paléozoïque inférieur. Cette répartition pourrait être due à la porosité résiduelle de ces carbonates, avec de vrais récifs, tandis que les carbonates précambriens sont stromatolithiques et à dolomie primaire. Les  principaux gisements encaissés dans des roches Protérozoïques sont ceux de Coxco (Australie), Vazante (Brésil), Budd (RSA), Gayna River et Nanisivik (Canada) (Sangster 1990). Ces minéralisations se placent dans un contexte de bassin intracratonique, voire de rift, en bordure des zones de plate-forme stable ou épi-orogénique. On peut citer par exemple l’ouverture de l'Atlantique au Maroc, l'ouverture de la Mésogée pour les Alpes Carniques. On note la présence locale de magmatisme alcalin (Maroc, Mississippi). Les contextes de chaînes plissées sont plus rares (Colorado). Les gisements sont encaissés généralement dans des dolomies, dont l'extension est parfois limitée à celle des corps minéralisés. Les gisements sont pénéconcordants, mais les corps minéralisés sont discord ants à l’échelle locale (Wadjinny, 1989). On observe souvent des filons associés dans le socle et la couverture (chapitre 86

8.7). Ils sont associés à des points singuliers des séries sédimentaires: karsts, diapirs et récifs. On observera souvent la présence de surfaces d'érosion, avec karstification ou le voisinage de zones à instabilité sédimentaire, marquées par une limite de faciès. Les calcaires se déposent au voisinage de l'équateur (±30°), dans une zone favorable aux évaporites, susceptibles de fournir le soufre et le chlore.

Un karst correspond à la formation de cavité par dissolution, généralement en milieu continental, sous une paléosurface. On peut y mettre en évidence trois types de mécanismes: dissolution, effondrement, recristallisation. On connaît des karsts dans les socles plissés (karst sous-discordance) et dans les couvertures. On peut distinguer les karsts littoraux, pelliculaires, associés aux émersions locales d'une  plate-forme carbonatée en cours de formation (Samama, 1986) et les karsts continentaux communs. Ceux-ci implique une zone perméable (impluvium), un système de circulation et un exutoire. On distinguera ainsi, sur quelques dizaines de mètres de hauteur (figure 8.3):  une zone apicale, rubéfiée et peu minéralisée, avec des dolomitisations d'émersion et des

carbonates ferrifères;  une zone minéralisée avec

des zones de dissolutions verticales, des effondrements, des dépôts exogènes et des sédiments détritiques: dépôts mécaniques, dissolutions au sein des strates, avec effondrement - dissolution, brèches, sables. Les cavités montrent des brèches multiples, de l'anhydrite et un contact net à la base (Fogliérini et al., 1980; Simpson, 1988);  une zone profonde de saturation, avec des dissolutions subhorizontales, des dépôts chimiques et

des boues dolomitiques, des sédiments internes à grain fin, montrant parfois des plis synsédimentaires, des stratifications entrecroisées, avec des dépôts de sulfures. Il peut apparaître des silicifications (jaspéroïde), dans les dépressions ou dans les nappes. Des karsts hydrothermaux, sont actuellement en formation par exemple à Salton Sea (Californie) où l'interaction de carbonates avec des eaux thermales produit du CO 2. Les dissolutions sont alors plus importantes et il n’y a pas de sédiments exogènes (Lagny et Rouvier, 1976; Ovtracht, 1978; Macquar et al., 1990). On observe parfois des remplacements métasomatiques des dolomies par des sulfures. Le contrôle structural est fréquent. Les karsts apparaissent naturellement sur les zones hautes, en bordure de bassin (cf. Touissit) On n'observe peu ou pas de concrétions. Néanmoins, des stalactites millimétriques de galène, de  barytine, de marcasite, de sphalérite ont parfois été décrits (Les Malines en France, Laurium en Grèce,  Navan en Irlande). Les karsts pourraient jouer un rôle actif, permettant le mélange entre de solutions météorites minéralisées avec des eaux réductrices karstiques (Samama, 1986; Lagny et Rouvier, 1976) ou passif,  piège de perméabilité. Leur évolution est presque toujours polyphasée, avec des karsts antérieurs à la minéralisation et des karsts tardifs. Les processus de dissolution et la minéralisation sont associés à des discontinuités sédimentaires qui contrôlent la perméabilité primaire des séries sédimentaires (Rizzi et Braithwaite, 1997). On rencontre parfois une association des minéralisations à Pb-Zn avec des diapirs. Un diapir comprend, de bas en haut: (1) le sel; (2) une zone à anhydrite rubanée, parfois très épaisse (240 m), avec accumulation de résidus résultant de la dissolution de la surface du diapir; (3) une zone de transition rubanée à anhydrite, barytine, calcite, gypse et sulfures, parfois massifs sur 1 à 2 m; 87

(4) une zone à calcite, avec un rubanement cara ctéristique et une puissance de l’ordre de la dizaine de mètres. Ce rubanement est du à la présence de résidus de dissolution (quartz bi-pyramidé, dolomie,  pyrite). On connaît des diapirs actuels montrant une minéralisation à barytine, pyrite, marcasite, sphalérite, galène, hauerite (dôme de Hockley, Texas; Winnfield, Louisiane, Hazlehurst, Mississippi) et une  production de pétrole (Posey et Kyle, 1988; Saunders et Swann, 1994). Les minéraux précipitent en milieu ouvert, avec dissolution et bréchification. En Tunisie, on distingue deux présentations, l'une syngénétique dans des sédiments riches en matière organique et l'autre épigénétique dans des filons et des cavités de dissolution (Rouvier et al., 1985). La zonalité montre une diminution du manganèse vers le centre du diapir et de l'uranium à la périphérie. Les métaux sont situés soit en périphérie et au sein de la zone à anhydrite, soit au sommet (Kyle et Agee, 1988). Le strontium est souvent enrichi (précipitation de celestine) et proviendrait des évaporites et des eaux profondes des bassins, tandis que le soufre serait issu de la réduction bactérienne des sulfates. Les fluides sont de basse température (110-140°C) et hypersalins. La genèse de ces gisements fait appel à un système ouvert, avec un mélange de soufre venant des sulfates du diapir, de matière organique provenant de la surface et de métaux d'origine plus lointaine. Dans ce processus continu et rapide, il est parfois difficile d'établir une chronologie précise. L'association avec des récifs se rencontre fréquemment: c'est le cas par exemple de Reocin (Crétacé du Pays Basque, Espagne; Monseur, 1965; Vadala et al., 1981), ou celui de Pine Point (NWT, Canada; Rhodes et al., 1984). Dans ce dernier district, la série d’âge Ordovicien à Dévonien, avec des évaporites à la base, des dolomies et calcaires, passe ensuite à des évaporites et un récif porteur de la minéralisation; le toit est formé par des calcaires et dolomies, puis des shales calcareux. Cette série correspondrait à la mise en place d'une barrière récifale située à l’aplomb d’un petit anticlinal; il ne s'agissait pas d'une barrière complète: on trouvait des faciès marins de part et d'autre au début, puis un coté à évaporites et l’autre marin. À l’exception du Viburnum Trend (Missouri), la minéralisation est souvent à Zn dominant. La  paragenèse est simple: sphalérite, souvent colloforme, galène, pyrite, marcasite, dolomite, calcite, accessoirement quartz, fluorine, barytine, chalcopyrite. On rencontre également pyrrhotine, célestite, anhydrite, gypse, soufre et bitume plutôt tardifs. L'argent est peu abondant, mais Cd, In et Ga sont  parfois concentrés dans la sphalérite. Il existe souvent une stratification régulière des minéraux, corrélable entre différents gisements. La dolomitisation commence de manière précoce et présente une mise en place polyphasée, à grains de plus en plus gros. Les transformations diagénétiques joueraient un rôle dans la distribution de la minéralisation. Un type particulier est représenté par les gisements riches en fluorine et barytine (Illinois - Kentucky, Pennines [ photos]). En France, d'importantes concentrations sub-économiques en fluorine ± barytine sont connues tout autour du Morvan; elles montrent une association avec une arkose triasique silicifiée (Lhégu et Touray, 1980). D’autres gisements sont enrichis en Cu-Ni-As au voisinage de faille (mine Magmont-West, Missouri). Les textures sont très variées, depuis des faciès disséminés à massifs; la dolomie spathique est fréquemment associée à des masses des sulfures, où apparaissent parfois des textures géopétales. Certains gisements (Polaris, Pine Point, Silésie) ont un minerai à grain fin. Une variante de ces gisements est encaissée dans les grès (Björlykke et Sangster, 1981); ces gisements ont constitué des ressources très importantes en plomb: ainsi, le gisement suédois de Laisvall [ photos] a été le plus important d'Europe, avec 80 Mt de minerai, à 4% Pb-Zn. Des gisements plus petits sont connus dans les Cévennes françaises (Largentière, St Sébastien d'Aigrefeuille), au Maroc (Zeïda [ photos], 600 000t Pb), en Allemagne (Maubach-Mechernich), au Pérou, au Canada, (Yava, Nouvelle Ecosse; George Lake, Sask.). Leur teneur est généralement faible, 2 à 5% Pb, 0,2 à 0,8% Zn, 1 à 20 g/t Ag, ce qui réduit leur intérêt économique.

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Ils sont encaissés dans des grès quartzitiques transgressifs sur un socle, souvent légèrement enrichis en métaux de base (Cévennes, Haute-Moulouya). Les grès peuvent témoigner d'un environnement détritique fluviatile ou glaciaire. Les minéralisations sont globalement stratiformes, formant souvent des chenaux où elles suivent des unités sédimentaires. Dans le détail, on peut observer des discordances, avec des structures guidées par la perméabilité. Certaines minéralisations sont surtout filoniennes (Largentière). La minéralisation est identique à celle connue dans les carbonates, avec galène, sphalérite,  barytine, parfois un peu de fluorine, pyrite calcédoine, sulfosels. Il existe une version cuprifère de ces gisements encaissés dans les grès fluviatiles blancs, avec des gisements d’âge Crétacé répartis le long de la côte occidentale de l'Afrique (Caia, 1976). Les altérations associées sont discrètes. Elles comprennent une dolomitisation et une silicification  pouvant aboutir à la formation de cherts. Les gisements de métaux de base dans les carbonates constituent l'une des familles de g isement dont la genèse est parmi les plus controversée: deux modèles s'opposent: un modèle syngénétique, plus ou moins exhalatif et un modèle pétrolier épigénétique. Le modèle exhalatif est argumenté par la liaison spatiale entre les différents types de gisement observée dans la Mer Rouge et le passage graduel à des minéralisations exhalatives dans des carbonates (type Sedex). Ce modèle pourrait être limité à certains cas particuliers où l'on peut démontrer le caractère précoce des minéralisations. Mais il existe de nombreuses évidences d'un âge tardif. Le modèle pétrolier fait appel à des circulations de fluides sur de longues distances. Les eaux de bassin sont enrichies en métaux: ainsi, du Pb-Zn a été produit de manière accidentelle dans certains champs  pétroliers (Raleigh, Mississippi). Ces eaux de bassins pourraient elles-mêmes s'enrichir en métaux au contact de shales (Kessler et al., 1988). Aux Malines (France), des fluides salins et chauds expulsés du  bassin du Rhône se mélangeraient à des solutions superficielles froides et diluées, provoquant des variations notables de la salinité et des températures (70-165°C). Deux périodes de l'histoire des bassins semblent les plus favorables: au stade juvénile, les eaux de pluies  peuvent circuler dans la marge; ce processus a été observé au Yucatan, avec une importante dissolution de carbonates marins. Ces circulations peuvent être provoquées par une convection saline: les eaux de  pluies dissolvent des évaporites et se transforment en saumures denses susceptibles de descendre sous le niveau de la mer. Les eaux de formations autour des diapirs sont très salines et auront tendance à descendre autour de plusieurs dômes du Sud de la Louisiane. Les fluides chauds en provenance de zones sous pression remontent ensuite vers la surface; on a donc des mouvements convectifs, formant des cellules d'un diamètre de l'ordre du kilomètre, à 3 à 4 km de profondeur, très tôt dans l'histoire du diapir. Au cours des stades plus matures des bassins, plusieurs mécanismes ont été évoqués pour mettre en mouvement des solutions: déformations sur les marges du bassin, la compaction et la déshydratation des sédiments argileux en profondeur, ou l’expansion thermique des fluides, voire les effets thermiques d’une régression. La compaction perm et une expulsion précoce de fluide, mais seulement si les taux de subsidence sont très forts (Ludington et al., 1983). Compte tenu de l’âge des minéralisations, un modèle  pétrolier tardif est plus vraisemblable. Les effets tectoniques permettent d’associer  orogénie et minéralisations. Ainsi, le gisement de Laisvall [ photos] et des gisements comparables sont situés juste au front des nappes des Calédonides. La déformation s'accompagnerait d'une mobilisation des fluides  présents dans la colonne sédimentaire et de leur migration vers l'avant pays où ils se mélangèrent avec les fluides du socle Précambrien au cours de la cicatrisation de l'océan proto-Atlantique. La migration des saumures dessine des systèmes hydrothermaux gigantesques avec des vitesses de 1-10 cm/an (Bethke et Marshak, 1990). Outre les minéralisations elles-mêmes, ces migrations sont attestées  par des anomalies thermiques utilisant les inclusions fluides qui montrent des solutions aqueuses sursalées avec des températures modérées, entre 80 et 150°C (Cathles et Smith, 1983). D’autres méthodes ont confirmé l’existence de ces pics thermiques: maturation des sédiments organiques, veines à kaolinite et dickite, métasomatisme potassique de certains sédiments, remagnétisations tardives, traces 89

de fission et anomalie de couleur des conodontes (Sangster et al., 1984). On a observé de telles migrations sur plus de 100 km en Alberta. Le piège aurait lieu lors de la remontée de ces fluides au voisinage de la surface, sous un écran marneux fréquemment observé, avec la combinaison avec un soufre d’origine locale (évaporites, zones réductrices riche en matière organique). Les variations de composition des sphalérites rubanées reflètent le caractère pulsati f des fluides ou un processus d’autoorganisation. Le dépôt a été attribué à un mélange de solution ou à une baisse de température (Richardson et Pinckney, 1984; Sverjensky, 1986; Charef et Sheppard, 1988). Le craquage de la matière organique lors des phénomènes thermiques associés à la mise en place des gîtes de type Vallée du Mississippi produit des milieux acides successifs: les acides organiques sont d'abord susceptibles d'amorcer la dissolution des carbonates; puis, la production de CO 2 dans un milieu tamponné provoque la précipitation des carbonates; enfin, si le phénomène thermique se poursuit, de nouvelles dissolutions auront lieu. Le fluor, transporté par des complexes magnésiens serait précipité lors de la rencontre avec des ions bicarbonates. Des mantos d’Amérique centrale et des États Unis, tel que Gillman (Carbonifère plissé du Colorado) ou El Mochito (Honduras), montrent certains caractères semblables aux gisements dans les couvertures (Thompson et Betty, 1988; Beaty et al., 1990). Mais ils sont souvent situés au voisinage d'intrusions tertiaires, et montrent une association minérale de plus haute température (350-500°), avec parfois de l'or. Les gisements de Pb-Zn du Shaba ont également une mise en place à plus haute température. La morphologie des cavités de dissolution est cependant semblable (voir chapitre 4.5). Par ailleurs, les gisements exhalatifs distaux peuvent présenter certaines affinités avec les gisements de type Mississippi Valley: en particulier, des gisements tels que Navan (Irlande) sont parfois également encaissés dans des carbonates de plate-forme. Tableau 9.6: Comparaison des gisements de métaux de base de type Sedex et MVT Caractéristiques

Sedex

MVT

Âge

Avant la lithification (syndiagenetique)

Après la lithification (épigénétique)

Métaux

Zn, Fe, Pb (Ag, Cu), Ba, pas Pb, Zn (Fe, Ba, F), peu de Cu de F

Encaissant

Argilites

Faciès

Parfois stockwerk sous amas Brèche

Zonalité

Présente

Carbonates Généralement absente

Il existe des guides empiriques de prospection: dolomie grossière tardive blanche, indices d'activité tectonique synsédimentaire, avec discordance au-dessus de la minéralisation (émersion), zone de hautfond, ou de changement de faciès (récifs, diapirs); la découverte de Pine Point fut réalisée en particulier  par la projection d'un linéament majeur. On peut utiliser aussi des indices d'activités karstiques: morphologie, paléotopographie, remplissage. Peu de méthodes géophysiques sont efficaces: résistivité, gravité, polarisation provoquée.

9.5 Filons en extension

Les gîtes filoniens de basse température en extension apparaissent dans les socles anciens repris lors de la formation de bassins sédimentaires (rift ou plate-forme). Ils occupent généralement des accidents cisaillants anciens, marqués par des bassins sur décrochement, ou des structures adjacentes, qui ont fonctionné en faille normale ou en fente de tension lors du remplissage. Ils se situent souvent à une centaine de mètres sous la paléosurface (contact socle/couverture). On connaît plus rarement leur  prolongation dans les premiers niveaux de la couverture sédimentaire où ils marquent alors des jeux syn90

sédimentaires. On connaît des gisements de ce type dans tous les rifts à toutes les époques: Cambrien de la vallée du Saint-Laurent (Canada), Permo-Trias en France, Crétacé du fossé de la Bénoué (Nigéria), Miocène du rift du Rio Grande (Nouveau-Mexique) ou du rift est-africain (Tanzanie). Leur taille est faible, inférieure au kilomètre en longueur, d'une hauteur excédant rarement 300 m. Les structures sont simples, généralement sous forme d'une grosse lentille ou de plusieurs lentilles alignées ou parallèles (Collectif, 1982). Voir les exemples de ce type (type 9.5) dans le tableau principal du  présent chapitre. On connaît plusieurs associations minéralogiques occupant ce type de structure: gîtes à barytine dominante, gîtes à fluorine - barytine et quartz, parfois uranium, gîtes à galène argentifère - sphalérite  barytine et quartz ou galène et carbonates. Dans ces filons, le dépôt est centripète, souvent rubané, avec de fréquentes géodes centrales. Des brèches d'effondrement intrafiloniens composés de blocs plus ou moins arrondis dans un ciment abondant sont caractéristiques de la racine de ces filons (figure 8.4; Jébrak, 1992; e.g. Dreislar [ photos] et Les Farges [ photos]). Les zonalités verticales sont très marquées, avec un apex riche en barytine et une racine silicifiée. L'altération est souvent très marquée, d'une  puissance égale à la caisse filonienne; on observe une silicification, une altération à micas blancs (interstratifiés illite/smectite) et des kaolinitisations tardives. A l'échelle régionale, on observe parfois des zonalités qui reflètent la paléogéographie de la couverture sédimentaire sus-jacente ou des jeux verticaux mettant à jour différents niveaux d’érosion. Les districts à fluorine sont bien circonscrits, tandis que la barytine est plus largement répartie. Les filons peuvent  passer au niveau de la paléosurface à des imprégnations stratiformes riches en hématite dans des grès de  base (Chaillac, France) (Ziserman, 1980). Ces gisements sont l'expression de circulations supracrustales fortement influencées par la surface: ces circulations apparaissent au cours des premières phases des bassins sédimentaires, rift et plate-forme. Les fluides mis en œuvre présentent des salinités très variables et des températures inférieures à 150°C. En prospection à l'échelle stratégique, il y a lieu d'identifier les grands accidents de socle à valeur synsédimentaire dans la couverture, en particulier par télédétection. La géochimie des sédiments de ruisseaux et l'hydrogéochimie du fluor sont efficaces. Ces gisements sont associés à des gîtes stratiformes dans la couverture. La détermination des paléosurfaces peut contribuer à leur recherche.

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10. LES GITES D’ALTERATION

10.1. Cadre géologique 10.2. Gisements de nickel latéritiques 10.3. Gîtes d’or supergène 10.4. Gîtes de manganèse résiduel 10.5. Bauxites

10.1 Cadre géologique 86% de la surface continentale est altérée. Les roches et les minéraux subissent des transformations chimiques et physiques au contact des agents de la surface, dans des conditions étrangères à leur milieu de genèse (Meyer, 1987). L'altérite est un produit de dégradation et ou d'agradation mécanique et/ou chimique. Un régolite est un type particulier d'altérite où la désagrégation physique joue un rôle  prédominant. Le sol est un type d'altérite à profil asymétrique lié à la pédogenèse et donc à la vie. Lors des phénomènes d'altération, on utilise les termes de roche mère, substrat et protore. La formation des gîtes d’altération est interprétée selon un raisonnement basé sur l'actualisme. On peut diviser ces gisements selon plusieurs approches: climatique, géochimique (éléments résiduels et mobiles), présence ou non de préconcentration, mobilité mécanique ou chimique. Les altérations peuvent constituer des facteurs négatifs ou positifs vis à vis des minéralisations: ainsi, elles détruisent par oxydation les gisements d'uranium, provoquent des transformations minéralogiques qui peuvent modifier considérablement l'économie d'une minéralisation: un minerai à 12% Zn est économique avec de la sphalérite, non-économique si c'est de la smithsonite. Enfin, les altérations compliquent la prospection. Mais les altérations provoquent des enrichissements mécaniques (gîtes résiduels) ou chimiques (bauxite, nickel, cuivre, or, fer). L'altération débute par une hydratation, suivie d'une hydrolyse, d'une oxydation, enfin d'une mise en solution. Tous les minéraux ne présentent pas la même stabilité. Selon les climats, la mobilité des éléments sera différente (Lelong et al., 1976). Le développement des altérations est inégal au cours de l'histoire géologique: le déplacement des masses continentales, les modifications de la composition de l'atmosphère ont entraîné des changements climatiques qui ont eux-mêmes conduits à des altérations différentiées. Les altérations chimiques seront plus particulièrement prononcées lorsque le relief sera faible, avec un fort couvert végétal (phase biostasique, vitesses d'érosion de l'ordre de 2 cm/1000 ans). Il existe quatre grands types d'altération chimique de surface:  la latéralisation, ou allitisation, en climat chaud et humide;

95

 la monosiallitisation ou kaolinisation, en climat tempéré et

humide;

 la bisiallitisation en climat tempéré, le plus fréquent;  la podzolisation, en climat froid, conduisant à des sols acides du fait de la présence de matière

organique. On peut distinguer des dépôts associés à la préservation de minéraux stables (or, fer  –  voir chapitre 8), ceux formés par la concentration d’éléments peu mobiles (aluminium) et ceux associés à des éléments mobiles (manganèse et nickel). L’or devient exploitable à des teneurs plus faibles du fait de sa facilité d’extraction dans un environnement lessivé. Les latérites sont des sols ferrugineux qui couvrent une grande partie de la zone tropicale humide, en  particulier en Afrique, en Amazone et en Australie. Un profil latéritique comprend, de haut en bas : 

  

une zone de cuirasse très riche en fer, ou duricrust. On y observe du fer, de l’or et des  platinoïdes; des concentrations résiduelles de minéraux lourds s’observent également (Ti, Nb, Ta, Sn, Zr, terres rares) une zone argilisée, très lessivée, hyper-alumineuse près de la surface, enrichis en des bauxites, des phosphates, des terres rares et de l’uranium une zone argilisée, riche en kaolin, ou sapotille, pouvant contenir des minerais de manganèse, de nickel, et de cuivre, parfois de l’or. un passage progressif à la roche fraîche.

Il faudrait de 10 à 20 Ma pour former un profil complet. Ce profil est ensuite souvent tronqué du fait des variations climatiques quaternaires, avec désagrégation de la cuirasse. Les minéralisations latéritiques sont connues à toutes les époques depuis le début du Paléozoïque (Costa, 1997), avec une importance  particulière depuis le Crétacé. Du fait de leur formation en surface, elles sont naturellement fragiles et facilement dégradées.

10.2 Gisements de nickel latéritiques

Les gisements de nickel latéritique constituent la deuxième source de nickel e t 65% des ressources du monde occidental. La Nouvelle Calédonie contient les gisements les plus importants, connus depuis 1876, avec une teneur élevée (3% Ni; 75 Mt variant entre 10 et 2,5%). On connaît des gîtes de même type à Greenvale (Queensland), Pomalaa et Soroake (Indonésie), Nonoc Island, (Philippines) et dans les Antilles (Cuba, République Dominicaine), le Brésil, le Guatemala et la Grèce (avec bauxite). Les gisements individuels sont de petite taille, moins de 100 kt. La teneur moyenne est de 2%, parfois 1,2%; on distingue des gîtes silicatés, à garniérite et des gîtes oxydés, généralement associés (Avias, 1978). Le chrome peut être légèrement enrichi dans la zone limonitique (1,7% à 4,8% Cr), mais n'a pas été exploité. Ces gisements apparaissent toujours sur des roches basiques pré-enrichies telles que les dunites et les harzburgites des ophiolites obductées.

Tableau 10.1 Type

Nom

District

1 10. Barro Alto Goias 0 1

Pays Tonnag Teneu Substan Autre Age e r ce substan encaissant TV Mt principa ce le Brésil 73

1.67 96

Ni

~

~

Divers

~

1 10. Sao Joao 0 1 do Piaui

Minas gerais

Brésil 20

1.57

Ni

~

~

~

Côte d’Ivoir  169 e

1.77

Ni

0.08% Co

~

~

Brésil 40

1.56

Ni

~

~

~

Brésil 30

42

Mn

~

Quadrillate Brésil 45 ro Ferrifero

29

Mn

~

~

Indes

43

Mn

~

~

Gabon 450

50

Mn

~

~

Côte d'Ivoir  1.35 e

45

Mn

~

~

~

 Nsuta

~

Ghana 15

45

Mn

~

1800 Ma

~

Tambao

~

Burkin ~ a

~

Mn

~

~

~

Urucum

Mato Grosso

Brésil 100

46

Mn

~

~

~

Friia

~

Guiné ~ e

~

~

~

~

1 10. Paragomin ~ 0 5 as

Brésil 2460

50

~

~

~

1 10. Poços de 0 5 Calda

~

Brésil 65

52

~

~

~

1 10. Trometas 0 5

~

Brésil 1126

49

~

~

~

Touba1 10. Biankouba ~ 0 1 -Sipilou 1 10. Carajas Para 0 1 1 10. Amapa. Amazonie 0 4 1 10. Azul 0 4 1 0 1 0

10. Lafaiere 4 10. Moanda 4

1 10. Mokta 0 4 1 0 1 0 1 0 1 0

10. 4 10. 4 10. 4 10. 5

9

Protérozoïq ~ ue inférieur sommet d'un ~ anticlinal . 1.74 Ga avant 2.7 ~ Ga Francevillie ~ n

0.7 Mt/an Roches détritiqu es Roches alcalines Roches détritiqu es

Une coupe type en Nouvelle-Calédonie montre de bas en haut: 1. péridotite à forstérite ou serpentine, généralement oxydée et brune; la serpentinisation a généralement transformé olivine et pyroxène en lizardite et magnétite et les teneurs atteignent 0,1 à 0,2% Ni; 2. saprolite très poreuse, où olivine et pyroxène sont détruits et remplacés par quartz et smectite; la morphologie est contrôlée par les fractures préexistantes;

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3. saprolite fine, avec zone à boxwerks siliceux, limonite et smectite (nontronite à Ni-Cr); restes de talc et chromite; la garniérite est un nom global pour désigner des silicates de Ni, mal cristallisés et difficile à identifier individuellement; la nouméite en constitue la variété nickelifère, ou minerai vert; 4. limonite (goethite et hématite formant un horizon rouge) et ferricrète, pouvant atteindre 30 m de  puissance, parfois terminé par une cuirasse. On observe un lessivage du Ni au sommet du système. Il s'agit de gisements peu épais, mais continus. Certains profils de Nouvelle Calédonie peuvent être très minces (1-2 m) sur les pentes reliant deux surfaces d'érosion; la partie supérieure est alors composée d'un horizon humique, tandis que la partie basale correspond à la saprolite. La minéralisation se situe entre 0,5 à 15 m de la surface (Avias, 1978; Golightly, 1981). Le nickel est mobile en milieu acide; il peut donc apparaître des concentrations en deux stades: latéritique nickelifère autochtone et allochtone (cf. gisement karstique de Grèce). La minéralogie de ces gisements est très complexe: on peut distinguer deux types de minéraux contenant du nickel: d'une part, des silicates et des aluminates (Brindley, 1978), formant des solutions solides entre Mg et Ni, d'autre part des oxydes de Mg et la goethite qui constituent 80% des ressources mais à plus faibles teneurs (Schellmann, 1978). Le cobalt se présente sous forme d'absolane, un oxyde amorphe. La transformation des olivines conduit à des gels de silicates magnésiens, qui perdent ensuite leur silice; celle des serpentines est moins poussée. Les orthopyroxènes se transforme en limonite et argiles. Ces gisements sont parfois métamorphisés; on observe alors des concentrations de riebeckite, stilpnomélane et magnétite. La genèse de ces concentrations est liée à trois processus: (1) l'extraction du nickel des minéraux  porteurs primaires; (2) le transport par des eaux de surface ou de percolation et (3) son piégeage (Maquet et al., 1984). Le facteur dominant est le degré de concentration en silice et magnésium des eaux de  percolation, elles-mêmes fonction du climat: plus la saison sèche est longue, plus la saturation est élevée; le lessivage doit être modéré afin d'éviter le départ du nickel. La zone subtropicale est donc la seule adaptée. Dans ce climat, la silice est soluble, le magnésium est évacué et forme des dépôts de carbonates de Mg (giobbertite) au pied des massifs. L'altération doit se développer sur des surfaces d'érosion emboîtées: ces conditions apparaissent dans les arcs insulaires instables, avec de fortes  précipitations dues à la présence de barrières montagneuses. Les autres contrôles sont la composition de la roche primaire, en particulier son degré de serpentinisation, sa fracturation qui contrôle la puissance des dépôts. Les facteurs morphoclimatiques sont le taux de précipitation (au moins 1500 mm de pluie), un climat chaud, qui induisent une altération chimique de l'ordre de 20 mm/100 ans. On estime la durée de formation de ces gisements à 1 à 2 Ma. La stabilité des zones est un élément important. Le Sud de la Nouvelle Calédonie a subi un climat chaud depuis le Pliocène. 300 gisements de nickel y sont connus, avec un peu de cobalt (jusqu'à 0,2%). Depuis l'Oligocène, l'évolution a connu quatre stades de pénéplanation et d'érosion. Les profils sont donc très variables; on observe de dépressions quasikarstiques près des zones de failles très lessivées (Troly et al., 1979). La prospection peut être réalisée sur toute pénéplaine ferrugineuse développée sur une péridotite; il faut tenir compte du rôle de la morphologie, de la perméabilité des roches porteuses, facteurs que la télédétection (en particulier radar) est susceptible de mettre en évidence. Les analyses (Ni,Co,Fe,Mg,SiO2, perte au feu) doivent être systématiques. Le nickel se concentre la base de la zone d'altération, dans la zone où la garniérite emballe des blocs de serpentine.

10.3 Gîtes d’or supergène

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L'or est généralement stable en milieu exogène. Toutefois, il montre une mobilité importante en milieu tropical. Deux zones de concentration s’observent  : au sommet de la saprolite, immédiatement sous la cuirasse, et, comme le nickel, à la base de la séquence, au voisinage de la roche mère (Zeeghers et Leduc, 1991). Ce lessivage produit un or très pur, pauvre en argent. La géométrie de ces zones d’altération présente une allure de champignon, avec une dispersion de pa rt et d’autre du minerai primaire. Dans les zones de pente, le champignon prend une allure dissymétrique. L'altération supergène de gîte sulfuré en Afrique et en Australie permet de développer des zones oxydées importantes: ainsi, à Syama (Mali), les 35 premiers mètres sont oxydés et permettent de définir un gîte de 3 millions de tonnes à 3,2 g/t, composés des vieux rejets de laverie remaniés par les racines et l'activité des termites et du filon transformé en saprolite. On observe une migration locale de l'or vers des zones pouvant atteindre 5 à 30 g/t. L'or présente une taille entre le micron et le millimètre et est libre, récupérable par lixiviation cyanurée. La transition avec le minerai sulfuré est brutale (Olson et al., 1992). En Guinée, le gisement de Léro exploite une saprolite très puissante sur les flancs d’une vallée. La cuirasse est généralement appauvrie, mais peut être exceptionnellement enrichie (Fayalala, Guinée). La genèse de cet gisement est due à la combinaison de deux processus antagoniste s, la mobilité de l’or dans des eaux riches chlore et thiosulfates, et son caractère résiduel, face à des lessivages massifs des autres minéraux (Lawrance, 1988). Dans des conditions très oxydantes, l’or et le palladium peuvent être légèrement solubles (>10 ppb pour des eaux à un pH neutre). Des complexes organiques peuvent augmenter également la solubilité de l’or en surface. L’exploration de cet or fin, disséminé, fait appel à des techniques géochimiques de prospection spécifiques, comme le BLEG (Bulk Leacheable Exchange Geochemistry) basé sur la cyanuration sélective dans un sac de la fraction fine des sédiments ou des sols.

10.4 Gîtes de manganèse résiduel

Il s'agit de gîtes importants résultant de l'altération tropicale de préconcentrations dans des schistes souvent précambriens. Voir les exemples de ce type (type 10.4) dans le tableau principal du présent chapitre. Le protore est composé de roches manganésifères, souvent associées à des séries pélitiques riches en graphite et parfois en pyrite: gondite aux Indes (chert quartzeux à silicates de manganèse), formation de fer à sidérite, concentration de manganèse dans des carbonates. Les transformations sont très importantes et généralement polyphasées, débutant souvent au Cénozoïque; on y distingue, de bas en haut une transformation croissante des carbonates et de la roche en rhodochrosite, puis une couche centimétrique de MnCO 3 massive, un niveau de manganite, 2-5 cm de  pyrolusite massive et un niveau superficiel à oxydés divers, montrant des remplacements, des remplissages de cavité et des dépôts résiduels de nsutite (MnO 2) et de cryptomélane. A Groote Eyland (Crétacé de l'Australie) cristallisent beaucoup de minéraux secondaires (pyrolusite, cryptomélane), ce qui provoquent des zonalités complexes. Au Brésil, tous les gisements se situent sur des concentrations primaires de rhodochrosite souvent recristallisés en grenat spessartine. Le profil type comprend de bas en haut : le protore, le minerai sous forme de plaques indurées composées de  psilomélane, nsutite et pyrolusite, une zone brèchique et des pisolithes à cryptomélane. L’en richissement en manganèse est du à la migration verticale du manganèse vers le bas (Melfi et al., 1988).

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Les deux tiers des gisements de l'hémisphère Sud ont subi un enrichissement supergène, variant de 2 à 6 fois. On observera des croûtes manganésifères, équivalent des cangas ferrifères, tantôt pisolithiques (cryptomélane, birnessite, lithiophorite), tantôt latéritiques. On observe un enrichissement en Ni, Co, Cu. La minéralogie de ces gîtes est complexe, avec de nombreuses phases très fines: des oxydes (pyrolusite, MnO2,hollandite, des spinels (hausmannite Mn 3O4), des hydroxydes (manganite MnOOH), des silicates (braunite Mn7SiO2), des carbonates (rhodochrosite MnCO 3). On observe également goethite, polianite,  psilomélane, manganite, dialogite (Perseil et Grandin, 1978; Leclerc et Weber, 1980). Ces altérations sont contrôlées par des facteurs morphologiques, climatiques et chimiques: il faut une zone stable à faible érosion (1 cm/1000 ans), des températures supérieures à 20°C, 1,5 m de pluie et un  pH autour de 5. La rapidité de ces phénomènes serait plus forte que pour le fer, de l'ordre de 2 Ma (Samama, 1986). Sous l'effet de l'oxydation, le Mn de valence 2, 3 et 4 va donner des oxydes de valence 4. Dans des conditions superficielles, fer et manganèse seront séparés en milieu réducteur ou à des pH inférieur à 8. Il est donc possible d'accumuler du Mn a la base des profils d'altération. La nature du  protore et donc la cinétique de dissolution jouera également un rôle important: on altère plus facilement la rhodochrosite que les grenats manganésifères.

10.5 Bauxites

La bauxite est un minerai d'aluminium, le métal le plus abondant de l'écorce terrestre (8,1%). Son nom  provient du village des Baux près d'Arles (France), où elle fut découverte par Berthier en 1821. Sa définition est économique: une bauxite est une roche qui contient plus de 40% Al 2O3, peu de fer (