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
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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
3
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.
4
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.
7
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 <30 km 3- km
Harzburgite
70-80%
Dunite
95%
20%
0 - 5%
spinel 5% chromite 5%
La différenciation magmatique préside à la formation de ces roches et conduit à des concentrations primaires d'éléments métalliques compatibles (Whitney et Naldrett, 1989). Les gîtes minéraux se forment par immiscibilité d'un liquide sulfuré -oxydé dans un bain silicaté. Les métaux concernés sont des éléments intermédiaires: principalement le titane, le vanadium, le chrome, le nickel (70% de la production mondiale dans ce groupe), le cuivre (2% mondial) et les platinoïdes (99% mondial). Fer, manganèse, étain, soufre et cobalt constituent parfois des sous-produits, mais ne sont pas économiques à eux seuls.
2.2 Complexes stratifiés à chrome, cuivre-nickel et platinoïdes
Les complexes ignés lités sont de vastes plutons stratifiés qui correspondent à plusieurs pulsions magmatiques différenciées, mises en place dans des cratons. Ces complexes apparaissent dans des cratons d’âge Archéen à Protérozoïque inférieur (2 à 2,7 Ga), mais aussi dans des séries plus récentes. Ils sont localisés sur des zones de faille profonde et ont été associés au début du fonctionnement des points chauds. Les mieux connus sont le complexe du Bushweld (RSA), le grand dyke du Zimbabwe, les complexes de Sudbury (Ontario) et de Duluth (Minessota). Un cas particulier est celui des anorthosites différenciées associées à un plume mantellique; le gisement de Voisey Bay au Labrador (Naldrett et al., 1996) est ainsi associé à la base bréchique d’une troctolite Protérozoïque recoupant des gneiss en limite de deux cratons. La production des complexes stratifiés en Cr, Ni, Cu, V et éléments du groupe du platine (EGP) est très importante.
Tableau 2.2 Typ e
2 2 2 2 2 2
2. 2 2. 2 2. 2 2. 2 2. 2 2. 2
Nom
District
Bushweld
~
Bushweld
~
Duluth Jinchuan
Pays
Tonnag Teneu Substanc Autre Age Divers e r e substanc encaissan TV Mt principal e t e
Afrique du 62 Sud Afrique du 1400 Sud
Minnessot USA a NordChine Centre
3
EGP
~
~
~
~
Cr
~
~
~
4000
0.2
Ni
0.66 % Cu
~
Ressource s
515
1.06
Ni
~
~
~
~
~
Lac Doré
Québec
Canada
453
0.5
V2O3
~
Norisl’sk
Oural
Russie
1640
3.8
EGP
1.5 % Ni Trias
9
~
2. 2 2. 2 2 2. 2 2 2. 2 3 2
2
Montana
USA
49
22.3
EGP
Au
~
~
Sudbury
Ontario
Canada
310
0.9
EGP
1.5%Ni
~
~
Voisey Bay Labrador Canada
150
1.9
Ni
1.1% Cu ~
34
3.2
Ni
~
Archéen 18 dépôts 0.07 % Co. 1.1 Archéen ppm EGP. 0.3 ppm Au
Kambalda
2. Marbridge 3
2. 3 2. 2 3 2. 2 4 2
Stillwater
Western Australie Australia
0.08 % Co
Québec
Canada
15
3.3
Ni
0.22 % Cu
Québec
Canada
22
1.6
Ni
0.8 % Cu ~
~
Thompson Manitoba Canada
89
2.5
Ni
0.04 – ~ 0.2 % Cu
~
~
~
~
~
~
~
~
~
~
~
~
~
~
~
~
35
Cr2O3
~
~
~
~
~
~
Crétacé
~
Raglan
Andrieaman Madagasca ~ ~ a r Appalache 2. 2 Coleraine s du Canada ~ 4 Québec 2. 2 Coto ~ Philippines 14 4 2. 2 Moa ~ Cuba 0.5 4 2. 2 Troodos Chypre Grèce ~ 4
Les plutons présentent une forme caractéristique en lopolite dont les différentes zones plongent à angle faible vers le milieu des lobes. Ils se mettent en place en contexte d’extension et profitent des zones de faiblesses, ce qui peut leur donner une forme allongée (grand dyke du Zimbabwe). On distingue une base ultramafique et une zone intermédiaire mafique. Les niveaux minéralisés à chrome et platinoïdes sont souvent remarquablement continus (200 km), malgré la présence locale de déformations syncristallisations (par exemple Kemi en Finlande; Stowe, 1994). La chromite cristallise avec de l’olivine, de l’orthopyroxène, parfois du plagioclase. Les gisements de platinoïdes ( PGE-reef ) sont des couches d'une puissance centimétriques à métrique. Des dépressions imprévisibles ( pot holes) d'un diamètre variant de 4 à 300 mètres et profondes jusqu'à 60 mètres, affectent les zones platinifères. Le plus grand complexe du monde, le Bushweld (12 000 km 2) est composé de cinq lobes. La séquence magmatique comprend quatre ensembles de puissance kilométrique: une zone inférieure de dunites et de pyroxénites; une zone critique à différentiation magmatique poussée contenant les minéralisations chromifères et à Cu-EGP-Ni; une zone principale à gabbros, norites et anorthosites et une zone supérieure à gabbros, anorthosites et diorites (figure 2.1). On rencontre les chromitites ferrifères dans la zone critique inférieure où elles forment des horizons continus sur plusieurs dizaines de kilomètres, avec une puissance de 2m. Elles produisent 75% du chrome dans le monde. Dans la même zone apparaissent des niveaux métriques à platinoïdes associés soit aux chromitites, soit à des niveaux pegmatoïdes très différenciés (Merensky Reef, UG-2, Platreef). Les sulfures sont peu abondants. Les associations minéralogiques varient suivant les niveaux. Le principal minéral platinifère, la braggite (PtPdNiS), est associé à d'autres minéraux de platine, d'arsenic, de cuivre et d'or. Les faciès anorthositiques situés plus 10
haut dans la séquence contiendront des niveaux de magnétite titanifère et vanadifère, comme dans le Complexe du Lac Doré (Chibougamau, Québec). Les chromites sont plus riches en Fe 2+ et s’appauvrissent en Mg2+ et Cr 3+ en montant dans la séquence. Le complexe de Sudbur y ne comprend qu’une seule séquence magmatique. Il se serait mis en place suite à la chute d'un astroblème d'un diamètre de 10 km (Dietz, 1964; Pye et al., 1984). C'est la plus grande zone productrice du nickel du monde. Il est composé d'une séquence différenciée de norite quartzifère à la base, puis de gabbros quartzeux et granophyres. La formation sus-jacente riche en clastes a été interprétée comme une brèche de retombée suite à l’impact. L'ensemble est recouvert de shales et de roches détritiques pouvant contenir des gîtes de zinc de type Sedex, dus au développement d’un système hydrothermal pendant moins de 4 Ma après l’impact (Ames et al., 1997). La structure est asymétrique, due à des charriages tardifs (Milkereit et al., 1992). Ce complexe contient des gîtes de Ni-Cu associés à des niveaux de norites à la base du complexe, ou à des dykes dans l’encaissant. Le minerai est massif, disséminé ou bréchique. L'assemblage comprend fer -nickel (pyrrhotine, pentlandite, pyrite) d'une part et cuivre -fer (chalcopyrite, cubanite, bornite) d'autre part. Le quartz est parfois abondant. Les minéralisations pourraient être dérivées de la croûte précambrienne sous-jacente et concentrées du fait de la contamination du magma basique par la croûte continentale riche en soufre. Les épanchements de basaltes continentaux peuvent être rapprochés de ce type de contexte. On en connaît à toutes les époques en relation avec le fonctionnement de points chauds et des ruptures continentales: trapps du Dekkan, basaltes de la Colombia river (USA) et du Karoo (RSA). Le district de Noril'sk-Talnakh (Oural) est situé dans le plus puissant ensemble de basaltes de plateau de ce type (3,7 km d'épaisseur) d’âge fini-Permien à Trias (250 Ma), à la limite occidentale du craton sibérien (Naldrett, 1989; Lightfoot et Naldrett, 1994). On ne connaît pas de roches acides; les basaltes montrent des compositions variant de tholéiites surtout, à alcalins (10%), avec des équivalents gabbroiques intrusifs. Les empilements volcaniques mesurent jusqu’à 300 m d’épaisseur au cœur, avec des sills de 10 -30 m en périphérie. Ils sont généralement appauvris en Ni-Cu-PGE. La minéralisation est massive (5 à 25 m) ou disséminée, avec principalement pyrrhotine, troilite, pentlandite, chalcopyrite, cubanite. La minéralisation disséminée se situe dans les picrites, dans la moitié inférieure des intrusions, en masses centimétriques dans les gabbros ou de manière interstitielle (figure 2.1). Le cuivre se situe dans les sédiments dolomitiques adjacents au minerai massif. Le district de Noril’sk est le deuxième producteur du monde de platinoïdes après le Bushweld. Il n'y a généralement pas d'altération aux épontes des complexes. Il existe cependant des modifications très discrètes de la composition des roches magmatiques sous les niveaux minéralisés du fait de la percolation de solution saline. Ces gisements se forment par un processus de ségrégation magmatique. Il n’y a pas d’enrichissement particulier des magmas primitifs dans les complexes, mais plutôt des processus de ségrégation magmatique efficaces. La formation de la stratification dans ces complexes est attribuée à un phénomène de convection avec diffusion entre différentes chambres magmatiques. Les minéraux peuvent cristalliser simultanément dans différents niveaux magmatiques, se mélanger et cristalliser aux interfaces; des processus de double diffusion, d’expulsion de fluides peu denses dans des niveaux supérieurs par effondrement ont été évoqués (Stowe, 1994). Les concentrations en chrome pourraient être issues du mélange entre un magma d’affinité boninitique (cristallisation précoce d’orthopyroxène et d’olivine) et un magma d’affinité tholéiitique marqué par la cristallisation précoce de feldspaths (Irvine et al., 1983, Hatton, 1989). La chromite ainsi formée s'accumulera par gravité ou par un mécanisme de filtre-presse. Par ailleurs, la contamination du magma par un soufre issu des roches encaissantes (parfois d’origine évaporitique, comme en Oural) entraînera l'immiscibilité de phases sulfurées (Ni, Pt) qui peuvent cristalliser et se concentrer ensuite par gravité. Une contamination par la silice a un effet comparable. Une chambre magmatique allongée verticalement sera plus efficace pour concentrer les sulfures. Les platinoïdes seront piégés soit chimiquement dans les sulfures, soit mécaniquement dans les chromites. Les niveaux platinifères montrent des signes d'activité hydrothermale et d’une mobilité du chlore. 11
Dans un complexe stratifié, on recherchera les niveaux favorables par une analyse pétrographique. On prospectera les concentrations sulfurées cupro-nickélifères par électromagnétisme et par méthode électrique (polarisation provoquée), par la géochimie (sols, arbres) et par la reconnaissance de la violarite. On recherchera les platinoïdes liés aux sulfures à 400-1000 mètres au-dessus de l'apparition des cumulats à plagioclase qui marque une variation importante de la solubilité des sulfures dans la chambre magmatique. Afin de déterminer le potentiel en Pt, on peut déterminer en lithogéochimie quand les sulfures se sont formés à partir de rapport(Cu/Pd, Cu/Pt) et la présence d’un appauvrissement en platinoïdes au-dessus des zones potentielles.
2.3 Komatiites à nickel
Les komatiites (de la rivière Komatii, RSA) contiennent une part importante des ressources mondiales en nickel (d'une teneur supérieure à 0,8%) et produisent parfois du cuivre et des platinoïdes. Il s'agit de roches effusives très magnésiennes principalement connues à l'Archéen, formées par fusion partielle de péridotite vers 200 km de profondeur dans un contexte de point chaud. Ce type de gisement a été reconnu dès 1964, sous le nom de type Kambalda [ photos] (Australie), ou de gîte des péridotites volcaniques (Duke, 1990). Les komatiites minéralisées sont limitées aux ceintures de roches vertes d’âge fini -Archéen à Protérozoïque (2,9 à 2,7 Ga) montrant un caractère de rift (Groves et al., 1994). Elles forment des intrusions synvolcaniques, puissante de l'ordre du kilomètre. Elles peuvent passer à des sills différenciés (ultrabasites à la base - péridotite, dunite - gabbro au sommet). Les coulées individuelles de komatiites sont généralement très puissantes (100 m). Voir les exemples de ce type (type 2.3) dans le tableau principal du présent chapitre. Les amas minéralisés peuvent apparaître à différents niveaux des coulées, mais généralement à la base, dans les premiers termes de l'empilement volcanique, dans des dépressions. L'empilement volcanique présente des variations de faciès très caractéristiques à l'aplomb des minéralisations: disparition des niveaux sédimentaires, apparition de faciès particuliers (harisitiques). Les minéralisations suivent des chenaux correspondant probablement à des tubes de laves. Ils sont puissants de l'ordre du mètre à 10 m, avec une largeur de 50 à 300 m et une longueur de 1000 à 2300 m. La base occupe des dépressions, rarement fermées (pot-hole) dans les volcanites sous-jacentes. Les sulfures sont massifs à la base, disséminés au sommet. On ne connaît pas de stockwerk dans les volcanites sous-jacentes, mais parfois quelques veines minéralisées de remobilisation. Des lentilles riches en nickel sont également exploitées dans les sills de dunites à intercumulats de chromite et clinopyroxène, à la base des coulées. Plus rarement, la minéralisation est située dans les termes sédimentaires intercoulées ou dans les coulées supérieures. Des formations de fer se développent alors au toit des coulées de dunite - péridotite. Ces roches sont très souvent fortement déformées, ce qui conduit à des reconcentrations tectoniques, par transposition et bourrage dans des charnières souvent synclinales. La minéralogie des amas comprend pyrrhotine, pentlandite, chalcopyrite, magnétite, pyrite, sphalérite et un peu de carbonates. Les minéraux forment souvent une texture en filet autour des cristaux d'olivine. A Kambalda [ photos], l'olivine contient des minéraux riches en éléments du groupe du platine (sperrylite, moncheite). Les komatiites se forment dans des environnements de plaine de lave, émises par des fissures. Les coulées parcourent vraisemblablement des dizaines de kilomètres. La position des amas dans des dépressions résulterait d'une érosion magmatique ou des jeux de failles syn-volcaniques. La formation de ces gisements fait appel à une origine magmatique directe, avec une sursaturation en soufre du magma avant sa cristallisation. L’origine du soufre est discutée, pouvant provenir d’une contamination 12
par la croûte continentale ou par les sédiments déposés entre les coulées, ou d’une saturation lors du refr oidissement ou de la décompression du magma. Au delà d’un rapport limite entre les liquides sulfuré et silicaté, des gouttelettes de nickel se séparent, puis se déposent par gravité. La déformation permet localement une augmentation mécanique de la taille de ces gisements. Le principal guide pour le nickel est la reconnaissance des komatiites, en particulier avec leur structure spinifex: on recherchera les provinces d’âge Archéen supérieur ou au début du Protérozoïque, avec des ceintures de type rift. Au sein des provinces, on cherchera les séquences de komatiites à péridotites. Les komatiites présentent des chromites ferrifères riches en zinc et un appauvrissement en éléments chalcophiles. La plupart des gîtes australiens ont été découverts par leur gossans. Les gisements se regroupent parfois autour de dôme anticlinaux (Kambalda [ photos]), mais présentent des tailles très variables. A l'échelle locale, on utilisera la géochimie en roche (Ti, rapport Ni/Cr, déplétion en nickel), la géophysique (magnétisme et électromagnétisme, en particulier polarisation provoquée); les gisements sont généralement dans un niveau de métamorphisme élevé, de faciès amphibolite. Enfin, on observe souvent une absence locale des sédiments, des unités basales très magnésiennes, un contrôle tectonique le long de zones de faiblesse et des creux à la base des coulées.
2.4 Ophiolites à chrome et platinoïdes
Les ophiolites renferment très souvent des indices de chromites à morphologie complexe, au voisinage du contact manteau supérieur - croûte océanique. On distingue deux types d'ophiolite, les ophiolites lherzolithiques, liées à un manteau appauvri (MORB riche en TiO 2) à chromites pauvres en Cr et les ophiolites harzburgitiques associées aux arcs insulaires et aux bassins marginaux, plus pauvres en TiO 2 à chromites riches en Cr. Voir les exemples de ce type (type 2.4) dans le tableau principal du présent chapitre. Les corps de chromite sont irrégulièrement déformés. Ils varient en taille entre 5 et 1200 m de long par 1 à 130 m de puissance, avec des tonnages variant de 10 t à 10 Mt. La chromite est un spinel à composition théorique: Cr 2O3FeO, soit 68% Cr 2O3. Elle est associée à de l'olivine, des pyroxènes serpentinisés, de la magnétite et des minéraux de Ni (pentlandite). De nombreux remplacements détermineront la qualité des chromites. Les gisements sont situés dans deux sites: (1) dans des niveaux stratiformes déformés au sein des dunites et (2) sous forme podiforme dans les tectonites mantelliques (Bouladon, 1986). Les chromites podiformes sont situées dans les dunites des tectonites de base (harzburgites intramantelliques, correspondant à du manteau appauvri): les chromites sont alors de qualité métallurgique (Cr/Fe >1), pauvres en Al, mais parfois enrichies en Pt. Ils occupent des zones de transtension correspondant à des élargissement des ouvertures de conduit magmatique (Leblanc et Nicolas, 1992). Initialement discordants, ils se parallèlisent progressivement avec la déformation ductile (Cassard et al., 1981). Les amas de chromite sont alignés selon la foliation de la masse harzburgitiques, souvent en crayon. Les chromites stratiformes sont encaissées dans les dunites, à la base des cumulats ultrabasiques, au dessus de l'unité tectonique et donc au dessus du manteau (figure 2.3). Elles sont souvent de type chromite réfractaire (Cr/Fe <1). L’harzburgite est associée avec des dunites, des wehrlites, des pyroxénites, des gabbros et des anorthosites. On observe des restes de structures cumulatives. Les dépôts de chromite ressemblent à ceux des complexes stratifiés, mais dans un contexte tectonique instable, marqué par des arrivées de magmas différenciés et de chromites orbiculaires. L’origine des chromitites podiformes est associée à des processus magmatiques: fusion partielle incongruente du clinopyroxène dans le manteau, cristallisation fractionnée dans la séquence à cumulats, 13
fusion multiple ou cristallisation dans des failles précoces. Dans les tectonites, elles s'accumuleraient soit par une contamination avec l'encaissant, soit sous l'effet d'une phase fluide riche en volatils (CO 2, CH4, H2O), à 1000°C et 2-5 Kb, réagissant avec la lave dans les chambres magmatiques situées sous les rides d'accrétion océanique. Les concentrations de chromite se formeraient ensuite par pélitisation et sédimentation dans des conduits magmatiques. La composition des chromites reflère le degré de fusion partielle des péridotites. Les gisements de chromites ophiolitiques apparaissent plutôt dans les ophiolites harzburgitiques (Ohnenstetter, 1985). Leur prospection régionale repose donc sur une bonne stratigraphie des ophiolites (dunite sous les gabbros). La prospection des volantes est le plus souvent fructueuse (Oman), ou la prospection alluvionnaire. On a utilisé également le contenu en chrome de la racine du genévrier yougoslave. A l'échelle plus locale, on observe des modifications structurales au voisinage des corps minéralisés qui peuvent présenter une position en échelon. En géophysique, on peut utiliser la magnétométrie.
2.5 Anorthosites à Titane
Les massifs d’anorthosite - diorite ferrifères occupent des socles fortement métamorphisés, déformés. Ils sont litées et peuvent contenir des niveaux contenant plus de 90% de plagioclase calcique (andésite labrador), avec des concentrations en ilménite, magnétite, hématite, ulvospinel et un peu de rutile, accessoirement des minéraux de V, Cr, P. On distingue deux types d'anorthosites: (1) des anorthosites à labradorite à titano-magnétite, ou magnéto-ilménite, avec une gangue de labradorite, olivine, pyroxène, apatite, formant souvent des horizons disséminés dans les mangérites; (2) des anorthosites à andésine, type Adirondack, avec hémo-ilménite magnésienne, pauvre en apatite, souvent massives et discordantes, qui pourraient être dues à une contamination crustale (Force, 1991). Les phases ultimes de ces plutons montrent parfois des assemblages à topaze, microcline -albite, avec des micas riches en Li et F. Des minéralisations en Sn-Be-Zn-Pb-Cu leur sont associées, telles les skarns à étain de Pitkaranta (URSS). Les gisements peuvent être associés à des ferrodiorites ou dans des anorthosites. Dans les ferrodiorites, l’ilménite forment des niveaux concordants. L’ilménite apparaît entre les cumulats de pyroxènes ou d’olivine. Les constituants accessoires comprennent de la magnétite, des sulfures de Ni-Co, de l’apatite, de l’hercynite et des zircons. La nelsonite est un faciès particulier à ilménite et apatite, occupant des corps souvent discordants. Les gîtes de titane constituent des corps tabulaires, d'une puissance de l'ordre de quelques dizaines de mètres et un diamètre de l'ordre du kilomètre. Les roches riches en ilménite forment également des dykes tardifs recoupant les anorthosites. La taille des gîtes est de l'ordre de 1 à 300 Mt, exceptionnellement 1 Gt, avec 32-45% Fe, 10-45% TiO 2, V <0,2%. Au Québec, le gisement du Lac Tio est un des six gisements du district du Lac Allard, découvert en 1946. Il a produit plus de 40 Mt et représente 19% des besoins mondiaux. Le minerai est constitué par des cristaux centimétriques d’ilménite (75%) et d’hématite (25%), avec un teneur de 32 à 36% TiO 2. Les gisements norvégiens de Tellnes et Storgangen représentent 12% des besoins mondiaux (19,5 Mt de production, 40 Mt de réserves, 18,5% TiO 2) La formation de ces anorthosites a été reliée à une isolation thermique du manteau au Protérozoïque. La rupture du grand continent Protérozoïque s'accompagne entre 1790 à 1340 Ma d'un abondant volcano plutonisme bimodal, avec des granites à texture Rapakiwi, des gabbros et des anorthosites. Ce magmatisme dessine une vaste ceinture s'étendant de l'Ukraine à l'Arizona. Force (1991) suggère deux modes de concentration en titane, l’un orthomagmatique, l’autre par métasomatisme, du à un e contamination du magma par des roches encaissantes riches en titane. Dans le premier cas, la formation des gisements serait associée à la formation d’un magma titané immiscible à des températures inférieures à 1000°C. Un système de filtre-presse ou une sédimentation cristalline (forte densité du 14
magma titané) lors de l'intrusion de l'anorthosite permettrait une concentration supplémentaire. Ce processus est comparable au processus d’immiscibilité des magmas sulfurés dans les gisements de nickel et cuivre. Ces gisement se mettraient en place vers 13-22 km de profondeur. On prospectera ces gisements de titane dans les zones différenciées des grandes intrusions anorthositiques. L'utilisation des minéraux lourds (ilménite, magnétite) permet de tracer les indices. La gravimétrie permet de différencier des zones plus denses dans les anorthosites. Le magnétisme est un bon outil.
2.6 Références Ames, D.E., Watkinson, D.H., Parrish, R.R., Gibson, H.L. (1997) U/Pb geochronology indicates major hydrothermal system induced by Paleoproterozoic Sudbury impact event. GAC-MAC, Ottawa, p. A2 Bouladon, J. (1986) La chromite, un minérai toujours recherché. Chronique de la Recherche Minière, 485: 53-63. Cassard, D. Rabinovitch, M., Nicolas, A., Leblanc, M. et Prinhofer, A. 1981. Str uctural classification of chromite pods in New Caledonia. Economic Geology, 76: 805-831. Dietz, R.S. (1964) Sudbury structure as an astrobleme. Journal of Geology, 72: 412-434. Duke, J.M. (1990) Mineral deposit models: nickel sulfide deposits of the Kambalda type. Canadian mineralogist, 28: 379-383. Force, E.R. (1991) Geology of Titanium-Mineral Deposits. GSA. Special Paper, 259, 112 p. Groves, D.I., Lesher, C.M. et Gee, R.D. (1984) Tectonic setting of the sulphide nickel deposits of t he Western Australian Shield. Inst. Min. and Met.: 1-13. Hatton, C.J. (1989) Continental configuration during the formation of the Bushweld complex [abs]. International Geological Complex, 28th, Washington, v. 2, p. 40. Irvine, T.N., Keith, D.W. et Todd, S.G. (1983) The J-M platinum-palladium reef of the Stillwater Complex, Montana: II. Origin by double diffusive convection magma mixing and implications for the Bushveld complex. Economic Geology, 78: 1287-1334. Leblanc, M. et Nicolas, A. (1992) Les chromites ophiolitiques. Chronique de la Recherche Minière, 507: 3-26. Lightfoot, P.C. et Naldrett, A.J. éditeurs (1994) Proceedings of the Sudbury - Noril’sk Symposium, Special Volume 5, Ministry of Northern Development and Mines, Ontario Geological Survey, 421 p. Milkereit, B., Green, A. et Sudbury Working Group (1992) Deep geometry of the Sudbury structure from seismic reflection profiling. Geology, 20: 807-811. Naldrett, A.J. (1989) Magmatic sulfide deposits. Oxford, New Yok, Oxford Univ. Press, 196 p. Naldrett, A.J., Keats, H., Sparkes, K., Moore, R. (1996) Geology of the Voisey’s Bay Ni -Cu-Co deposit, Labrador, Canada. Exploration and Mining Geology, 5: 169-179. Ohnenstetter, M. (1985) Classification pétrologique et structurale des ophiolites, écho de la dynamique des zones de transition croûte-manteau. Incidence sur la nature et la disposition des corps de chromite associés. C.R. Acad. Sc., Paris. 301,20: 1413-1418. Pye, E.G., Naldrett, A.J. et Gilblin, P.E. é diteurs (1984) The geology and ore deposits of the Sudbury structure, Ontario. Ontario Geological Survey, spec. vol.1, 603 p.
15
Stowe, C.W. (1994) Compositions and tectonic settings of chromite deposits through time. Economic Geology, 89: 528-546. Whitney, J.A. et Naldrett, A.J. éditeurs (1989) Ore deposition associated with magmas. Reviews in Economic Geology, vol. 4, 250 p.
3. LES GÎTES DU PLUTONO-VOLCANISME ALCALIN
31. Cadre géologique 32. Carbonatites 33. Kimberlites et lamproïtes à diamants 34. Magmatisme alcalin à Sn-Nb-Ta 35. Oxydes de fer à Cu-U-Au-REE
3.1 Cadre géologique Le magmatisme alcalin traverse la croûte continentale; il est issu de la différenciation du manteau en profondeur. Il s'agit d'un milieu de haute pression et de haute température riche en CO 2. La subduction de la croûte océanique l'enrichi en eau et en carbone. Le magmatisme apparaît au niveau de points chauds ou de plumes mantelliques ( hot spot ) dans un contexte anorogénique. Un environnement distensif permet le passage direct du magma mantellique vers la surface. L'interaction de ce magma avec la croûte produira des roches hybrides (roches sub-alcalines, fénites). En surface, les fortes concentrations primaires en éléments incompatibles pourront être encore enrichies par l'intempérisme. Plusieurs grandes associations ont conduit à des gisements économiques: Les carbonatites sont composées à plus de 50% de calcite
(ou sövites) et/ou de dolomite, avec de l'apatite, de la magnétite et des minéraux accessoires. Elles produisent du niobium, sous forme de pyrochlore et des terres rares. Elles peuvent être enrichies en Fe, Sr, Ti, Mo, Ta, U, Cu, Zn, vermiculite et platinoïdes; Les kimberlites sont des diatrèmes de péridotite
alcaline porphyrique, à olivine corrodée, phlogopite, ilménite magnésienne et grenat pyrope, dans une matrice fine. Elles produisent 50% du diamant dans le monde, le reste provenant d'alluvions; Les granites alcalins à Sn-Nb-Ta-P des complexes annulaires et leurs Les oxydes de fer à Cu-U-Au-(REE)
pegmatites associées;
associés à des plutons Rapakiwi ou à un volcanisme
alcalin.
Tableau 3.1 Typ e
Nom
District
Pays Tonnag Teneu Substan Autre Age e r ce substan encaissant TV Mt principa ce le 16
Divers
3. Amba 1 Dongar 3. 3 Araxa 1 3
3. 1 3. 3 1 3. 3 1 3. 3 1 3. 3 1 3. 3 1 3. 3 1 3. 3 1 3
3. 1 3. 3 1
30
CaF2
~
~
~
~
460
3
Nb2O7
~
~
~
40 M carats Protérozoiq diamants10$/ca ue rat
Cargill
Ontario Canada ~
~
PO4
~
~
Jwaneng
~
11.2 M carats 0.6M carats
c. ~ diamant c. ~ diamant
~
130 $/carat
~
110 $/ct
8.86
Ox RE
~
~
~
1.4 M c. ~ carats diamant
~
320 $/carat
0.7
Nb2O6
~
~
~
Kimberley ~
3. 5 3. 3 5 3. 3 5 3. 3 5 3. 3 5 3 3.
Afrique ~ du Sud Afrique ~ du Sud
Mountain Californi USA 31 Pass e Afrique Namdeb ~ ~ du Sud Niobec St Québec Canada 38.5 Honoré
~
Oka
Québec Canada 25.6
0.44
Nb2O5
~
Crétacé
~
Okurusu
~
~
CaF2
~
~
~
Strange Lake White Earth
El Laco
Kenya ~
U. Ni. magnétite. baddalaye ite. Vermiculite (réserve 1995) 0.29% Nb. 0.076% Be sur 1.6 Gt à 10.9 % TiO2
~
Afrique 1200 du Sud
0.59
Cu
P2O5
~
~
Labrad 50 or
0.38
Y
2.99% Zr
~
13.2
TiO2
~
~
~
Colorad USA o
3. 3 Bayan Obo ~ 5 3
Brésil
6.8 ct/t (jusqu’ c. ~ à 10 diamant ct/t)
3. Palabora 1
3
11.6
Western Australi Australi 61 e a
3. 3 Argyle 1 3
Gujarat Indes
~
Chine
20
35
Fe
6.2% oxydes ~ de REE
Chili
1000
50
Fe
~
~
~
400
55
Fe
~
~
~
~
~
Cu
Au
Protérozoiq ~ ue
USA
126
61
Fe
~
~
Suède
2600
60
Fe
~
~
~
~
~
~
Gr ngesbe ~ Suède rg Igarape Amazon Brésil Bahia ie Iron Knob ~ Kirunavaar ~ a Mina ~
41.8
Espagn ~
17
~ dont 400 Mt produites ~
5 Monchi 3. Olympic 3 5 Dam 3
e South Australi Australi 2000 e a
3. Pea Ridge Missouri USA 5
136
35
Fe
1.6% Cu
Protérozoiq 0.06% U-3O8 ue
56
Fe
~
~
~
3.2 Carbonatites
Les complexes de carbonatites comportent des ijolites, des malignites, des pyroxénites et des roches à carbonates abondants; ces dernières se présentent généralement en dykes ou en petites intrusions et se rencontrent presque exclusivement dans les ijolites-malignites et les roches associées. On distingue des sövites, à calcite dominante et des beforsites, à dolomite. Pyrochlore, colombite, tantalite, bastnaesite, apatite, feldspaths alcalins sont souvent présents. Le phosphore et le fer (sous forme de magnétite et d’hématite) sont souvent abondants. Par rapport aux roches sédimentaires, les carbonatites sont donc enrichies en Nb, Zr, Ti, U, Th, Sr et terres rares légères. Elles sont exploitées pour le niobium, le fer, parfois le titane (perovskite-leucoxène). Les carbonatites à pyroxène de type Palabora constitue un troisième type plus rare et contiennent des minéralisations à magnétite, olivine, apatite, phlogopite. Les carbonatites sont souvent situées dans des zones de faille ou au cœur de complexes alcalins. Leur forme est plus ou moins circulaires à elliptiques (figure 3.1). Le cœur et la base des pipes sont constitués de carbonates plus ferrifères. Les coulées de carbonatites sont plus rares. La minéralisation occupe généralement un croissant à la périphérie des pipes et peut former des corps tabulaires puissants de 50 m. Les carbonatites sont souvent entourées d’une zone d'altération, ou fénitisation, qui obscurcit les contacts. La fénitisation est une désilicification accompagnée d'un développement d'aegyrine, de riebeckite et de feldspaths alcalins. Elles sont potassiques, mais leur composition dépendent également de la nature des roches encaissantes. La zonalité des altérations est marquée par un métasomatisme potassique au sommet et des altérations plus sodiques en profondeur. Les halos de fénites peuvent s'étendre jusqu'à 4 km autour de l'intrusion Une altération tropicale supergène pourra jouer un rôle important, en permettant un enrichissement résiduel. Ce type est bien connu au Brésil, à Araxa, où la riche minéralisation primaire en niobium devient un minerai meuble exploitable en carrière. Les carbonatites se formeraient dans un contexte d'extension et de dôme lithosphérique. Deux hypothèses ont été proposées pour expliquer la genèse de magma aussi particulier, soit la cristallisation fractionnée de magmas alcalins riches en CO 2, soit la séparation d'un magma à composition néphélinitique en deux magmas carbonaté et silicaté, lors d'un abaissement de la température. Au cours de la remontée, la baisse de la pression provoquerait une séparation de fluides riches en volatils et en CO2. L'enrichissement en éléments économiques (Nb, F) se produit souvent au cours de processus d'altération hydrothermal post-magmatique. L’interaction avec des fluides météoritiques permet le dépôt sur le site de mélange (Palmer et Williams-Jones, 1996). Du fait de leur chimisme qui favorise l'altération de surface, les carbonatites affleurent peu et sont souvent marquées par des lacs circulaires. Elles sont souvent situées à l'intersection de linéa ments. Les meilleures méthodes de prospection sont la radiométrie et le magnétisme aéroporté. La prospection géochimique des carbonatites par le Zn, Pb, Ba, TR, U, Th a également donné des résultats. Une trentaine de carbonatites sur les plus de 300 connues ont présenté une importance commerciale.
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3.3 Kimberlites et lamproïtes
Les kimberlites sont des roches ultramafiques potassiques, riches en éléments volatiles. Elles contiennent toujours de l'olivine, accompagnée suivant le cas, par de la monticellite (olivine calcique Ca2SiO4), la phlogopite, le diopside, serpentine ou calcite, avec des minéraux mineurs (apatite, grenat, magnétite, diamant). Les teneurs en diamants sont très faibles et varient de 0,5 à 5 carats/tonne (1 carat = 0,2 g); la proportion de diamants gemme varie de 5 à 15% (Bardet, 1976). Les kimberlites sont situées dans les anciens cratons, ou archons (>2,7 Ma, Clifford, 1966) possédant une quille lithosphérique, mais sont d’un âge de mise en place plus récent, souvent Crétacé. Il en existe également dans les socles du Protérozoïque (district de Kenieba, Mali). Elles forment des essaims de 10 à 40 corps; en surface se développe un diatrème d'un diamètre inférieur au kilomètre; les kimberlites ont été suivies jusqu'à plus de 2500 m de profondeur, avec une baisse des teneurs. A la base, elles passent à des dykes stériles (figure 3.2) (Hawthorne, 1975). Les lamproïtes sont des lamprophyres à olivine, leucite et phlogopite, sans plagioclases, hyperpotassiques (Michel, 1988), donc plus felsiques que les kimberlites. Le cratère est plus évasé que celui des kimberlites. Elles sont connues surtout en bordure de craton des Kimberley, W. Australia (Boxer et Jaques, 1990) avec le pipe précambrien d’Argyle [ photos], le plus important du monde (tableau 3.1) et des teneurs de 0,5 ct/t dans les alluvions (10% du gîte). On connaît exceptionnellement des diamants en dehors des environnements cratoniques (New South Wales). Les kimberlites sont généralement fortement altérées; en surface, l'olivine est remplacée par des serpentines. Des faciès de bordure plus oxydés sont fréquents. Les diamants sont des xénolithes issus des racines mantelliques des blocs cratoniques (Haggerty, 1986). Ils se forment directement au sein du magma silicaté, soit des péridotites (900-1300°C et 45-60 Kb), soit des éclogites (1500°C, 300 km de profondeur), dans des environnements réduits. La source du carbone serait la croûte océanique serpentinisée et subductée (Kesson et Ringwood, 1989). Les magmas kimberlitiques se formeraient par fusion partielle soit de certaines lherzolites à grenat à la limite du manteau inférieur et supérieur (400-640 km), soit de péridotites mantelliques enrichies en potassium à la base de la lithosphère (lamproïtes)(Kirkley et al., 1992). Le magma devait se déplacer rapidement pour transporter les fragments par fluidalisation et éviter la résorption du diamant (7 à 20 m/s). A la rencontre avec une nappe phréatique, le magma explose et forme un diatrème, avec un maar en surface. La prospection s'effectue en plusieurs étapes. A l’échelle régionale, on prospectera les zones à lithosphère anormalement épaisses, avec des zones de faille marquées en télédétection ou en géophysique. Les pipes de kimberlite présentent une signature magnétique qui peut être confondue avec celle des gabbros et électromagnétiques. En géochimie, on utilise les minéraux indicateurs tels la chromite, le grenat pyrope, la geikielite (ilménite magnésienne), le diopside chromifère, le spinel chromifère ou les micro-diamants, prélevés en alluvions, dans des zones de déflation, voire dans sols ou les dépôts glacigènes. On peut aussi utiliser ces minéraux pour prévoir la teneur en diamant des kimberlites (Jennings, 1995). Argyle [ photos] a ainsi été directement découvert à partir d'une prospection alluvionnaire du diamant à une maille de 5 km, avec des échantillons de 40 kg traités pour en extraire les minéraux lourds (d>2,9). Une kimberlite sur dix est diamantifère, une sur cent est économique. L’évaluation initiale d’une kimberlite repose sur une pétrographie détaillée et de gros échantillonnages (150 t) prélevés par puits et analysés dans des centres spécialisés. Le marché du diamant est très particulier; il existe près de 3000 catégories de diamant, depuis des diamants industriels (2$/carat) jusqu'à des gemmes de grande qualité (65 000 $/carat). La compagnie De Beers a le quasi-monopole de la distribution avec 70% du marché en valeur (1996). Le marché industriel est comparable en valeur à celui de la joaillerie.
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3.4 Magmatisme alcalin différencié
Le magmatisme alcalin peut se présenter sous forme de pluton, souvent zoné, où naissent des concentrations métallifères liées à la différenciation alcaline. Il apparaît dans des contextes d'extension intracontinentale: zone de rift, plume mantellique: on les retrouve par exemple associés aux Montérégiennes - White Mountains ((Québec, Nouvelle Angleterre), ou le long du rift Est-africain, ou sur la suture de la Bénoué (Bonin, 1982). Le magmatisme alcalin varie suivant le degré de différenciation ou de contamination et la profondeur de mise en place. On peut distinguer deux grands pôles (Semenov, 1974; Meloux, 1986): des syénites néphéliniques à Zr, Nb, respectivement sous forme de
zircon, pyrochlore (Miask) ou à sodalite, riches en terres rares, U, Nb (Ilimaussaq au Groenland, Lovozero en Russie). Elles peuvent contenir exceptionnellement de grandes quantités de phosphate (urtite de Khibini, Russie); des granites alcalins et leurs pegmatites: granites à biotite à Nb-Ta-Sn de Jos (Nigéria),
pegmatites à Fe, Ba, Ce, Y de Mountain Pass (Californie), à bastnaésite, yttrium de Strange Lake (Labrador), hématite et fluorine de Mongolie, de Poços de Calda (Brésil), ou granites à albite riebeckite de zircon, d'apatite et niobium. Ces granites peuvent s’aligner le long de grandes structures crustales en extension (1600 km au Nigéria) et semblent en liaison avec les horsts du soubassement précambrien. Les plutons se présentent sous forme de complexes annulaires ou de corps massifs avec un cœur felsique et une marge plus mafique. La suite magmatique va des gabbros alcalins aux granites. On observe souvent des xénolithes et des roof pendants, avec des septum courbes de roches encaissantes, en relation avec le fonctionnement d’une caldeira d’un diamètre variant de 10 à 25 km. Les gîtes d'étain sont associés aux coupoles de granites à biotite tardifs, avec des processus d'albitisations post-magmatiques. La cassitérite primaire est disséminée, sans veine de quartz. De fortes zonalités apparaissent. Sur le plan économique, outre l'étain, on a produit au Nigeria du Pb-Zn, U, Nb, Th et REE. Mo peut être associé. L'étain est exploité sous forme de cassitérite presque exclusivement dans les alluvions et les éluvions (Imeokpana, 1985). Des gisements comparables d'étain d'âge Protérozoïque existent au Missouri (Monts St François, avec W, Nb, U) et Rondônia (Brésil). Au voisinage de la surface, les plutons peuvent passer à des intrusions subvolcaniques ou a des extrusions, parfois minéralisées en or et en uranium (chapitres 5.4. et 6.2). Ces granites présentent souvent des caractères communs: (1) des rhyolites extrusives; (2) des ring dykes et cone-sheet de porphyres quartzeux postérieurs aux rhyolites, indiquant une subsidence en chaudron; (3) des granites à riebéckite -biotite finissant par une bordure de granite à albite. Ces granites correspondraient au type A par leur caractère alumineux et hyper-alcalins. Un cas particulier est offert par le complexe stratifié de la presqu’île de Kola (Russie) (figure 3.3 [ photos]). Il s'agit de syénites néphéliniques contenant des couches peu pentées de plusieurs centaines de mètres d'apatite magmatique qui constitue la principale ressource en phosphate de la Russie: la production a dépassé 4 Gt de minerai, soit 600Mt de P 2O5 (Jébrak et Sustrac, 1985).
4. LES GÎTES DU PLUTONISME FELSIQUE 41. Cadre géologique 42. Pegmatites granitiques
20
43. Coupoles à étain - tungstène 44. Episyénite à uranium 45. Porphyres à cuivre 46. Porphyres à molybdène et à étain 47. Tactites à Cu-Pb-Zn-W
4.1 Cadre géologique La majeure partie des systèmes hydrothermaux actuels est associée au volcano-plutonisme, en particulier dans les zones de collision (Elder, 1981). Les systèmes fossiles ont produit de nombreuses concentrations métallifères en relation avec des intrusifs qui ont donc été longtemps considérés comme les vecteurs métallogéniques les plus importants. Ils concernent la plupart des métaux de base et précieux. Les granites naissent à différents niveaux de la croûte. Suivant le matériel initial, on peut distinguer quatre grands types de source, selon la classification alphabétique: 4.1: Grands lignées granitiques et métaux associés (inspiré de Pitcher, 1983) source
S
I
M
A (chapitre 3)
matériel
Sédimentaire
Ignée
Mantellique
Alcalin
contexte
chaîne de collision
cordillère (zones de subduction)
rift océanique
Rift continental
Nature
Leucomonzogranites tonalite, diorite à monzonite porphyrique
Plagiogranite, gabbro
Granite Rapakiwi, syénite, anorthosite
Volcanisme Rhyolite associé
andésite et dacite Basaltes et andésites
Volcanisme bimodal à dominante felsique
Contexte
Réducteur
Oxydant
Oxydant
Métaux associés
Sn, W, Mo, F, U (granophile)
Cu, Pb, Zn, Au, Ag, Mo,
Au, Cu
3-9 km
5 km
Profondeur 5-12 km
Fe, Cu, REE, Au, Nb, Sn, Ta, F
Un granite mobilise deux types de fluides. Au cours de sa différenciation depuis les termes dioritiques vers des termes plus acides, le magma expulse des fluides directement associés à l'évolution des intrusions. Les gisements de Sn-W-Mo associés sont désignés sous le nom de gîte de type départ acide. Par ailleurs, des fluides d'origine plus variée, parfois météoritiques, sont mis en mouvement convectif dans l'encaissant par la chaleur du pluton (Norton, 1984). On leur a associé certains gisements porphyriques. Dans les deux cas, la masse de fluide mobilisé est inférieure ou égale à celle du pluton (Elder, 1981); les fluides présenteront un contenu en éléments métalliques très variables, empruntés aux roches encaissantes ou issus du magma lui-même (Tableau 4.2). Les granites issus de fusion crustale pourront hériter des métaux déjà concentrés dans leur environnement. Le transport aura lieu sous forme de complexes chlorurés, sulfurés ou organiques. Une augmentation du contenu en soufre s’observe généralement avec la baisse de température. Le dépôt peut s'effectuer selon plusieurs mécanismes: un refroidissement, une baisse de pression pouvant entraîner une ébullition, un mélange avec d'autres
21
fluides, ou un effet de réaction avec des roches. Si la perméabilité est plus faible, le refroidissement présentera un caractère conductif. Tableau 4.2.: Compositions de fluides inspirés d'après Phillips et Powell (1993) Salinité
Volatils
°C
redox
Pression
Chapitre
Archéen
Bas
CO2
300-400
chlor-pyr
6.2
Sédiments
Bas
CO2, CH4
300-400
chlor-pyr
6.2
Witwatersrand
Bas
300-400
chlor-pyr
10.7
Épithermal acide
Variable
200-300
Épithermal neutre
Faible
50-350
Épithermal alcalin
0-10%
<2m CO2
Mercure
Fort
Carlin
Au
<0,2 Kb chlor-pyr
150-320
5.2 5.3
<0,5 Kb
5.4
CO2, N2, CH4 100-150
12-16 MPa
7.4
Bas (<10%)
CO2, H2S
180-300
0,3-1 Kb
5.5
Telfer
très fort
CO2, CH4
250-450
Tennant Creek
très fort
300-400
Porphyre Au
très fort
300->550
4.5
Porphyre Cu
Très fort
250->450
4.5
Chypre
Eau de mer
270-350
7.2
Kuroko
> = eau
150-350
7.3
Amas (sud-ibérique) Très fort
200-400
7.3
MVT
Très fort
100-200
Oxydant
9.4
Grès Cu
Très fort
150
Oxydant
9.3
Porphyre Mo
Variable
300-700
Sn-Ag
Très fort
400
W skarn
Fort
450->600
>2 Kb (200 MPa)
4.7
Cu-Au skarn
Très fort
300-700
20-200 MPa
4.7
Sn-W greisens
Très fort
400-600
0,5-0,6 Kb
4.3
U discordance
Très fort
150-220
5 km
9.2
Rössing
Très fort
<200
Filons Sb
Moyen (2-10 %) CO2
300-150
Pb-Zn cisaillement
Fort
200-100
1-3 Kb
6.3
F-Ba cisaillement
très fort
<200
< 1 Kb
6.3
U-REE alcalin
très fort
400
Cu-Au magn-hem
Pb-Zn-Cu
CO2
Autres
N2, CH4
1 Kb
4.6 4.6
4.2 réducteur
6.4
3.5
Force exprimée par rapport à l'eau de mer
Les gisements associés au magmatisme acide s'inscrivent très souvent au sein de zonalité régionale qui fossilise l'évolution en température, Eh, pH et - ou la composition chimique des circulations 22
hydrothermales. Les métaux sont plus ou moins mobilisés selon la température. On distingue ainsi des métaux déposés à températures élevées (>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 (<150 km2) post-orogéniques sur des zones de faiblesse. Rb, Li (>25 ppm), Cs et B forment des halos de dispersion primaire autour des corps de pegmatites. Les indicateurs géochimiques permettent une typologie : Mg/Li (<100) dans les muscovites, Li, Rb, Cs, K/Rb dans les feldspaths, Na, Li et Cs dans les béryls, Mg/Fe/Mn dans les grenats. A l'échelle locale, on utilisera les zonalités, les critères paragénétiques, le typomorphisme des minéraux: ainsi l'apatite bleue est indicatrice de minéralisation en Be, Nb-Ta; le spodumène vert columnaire est limité aux pegmatites à lithium; les tourmalines sont noires dans les zones stériles, bleu vert dans les zones albitisées à Sn-Nb-Ta, roses (elbaites) dans les pegmatites à Li, Cs, Rb. Li, Be, Sn dans les muscovites et le Cs dans les feldspaths potassiques peuvent donner des indications sur le potentiel métallique. Le rapport K/Cs et la teneur en Na permettent de classer les différents types. Les pegmatites n'ont généralement pas de bonne réponse géophysique; la gravité a été utilisée à Tanco, le magnétisme et l'électromagnétisme sont des indicateurs indirects.
4.3 Coupoles à étain - tungstène
Les coupoles à étain - tungstène sont associées à des plutons fini-orogéniques mis en place à faible profondeur (2-4 km, parfois plus). On utilise le terme de gîte de type granophile. Elles apparaissent dans trois types de contexte: (1) associées à des granites tardi-orogéniques leucocrates à deux micas, à caractère crustal marqué, rattachés au type S, riches en minéraux hydroxylés (muscovite) et enrichis en éléments lithophiles tels Nb-Ta, Li, Be, P, F; les tailles varient de 1-5 Mt à 1% Sn à 15 à 80 Mt à 0,2-0,3% Sn; des filons de quartz à wolframite leur sont souvent associés. L'Europe centrale (Altenberg en Allemagne), la Cornouailles [ photos] (rôle historique), Penasquiera (Portugal) ou Montbelleux (Massif armoricain, France) constituent des exemples classiques de ce type de gisement; ils ont également été décrits en Australie (Aberfoyle et Taronga) et au Japon (Akenobe); (2) associées à des granites anorogéniques annulaires alcalins (voir chapitre 3.4);
25
(3) avec des intrusions subvolcaniques de type bolivien, avec cassitérite et de nombreux minéraux d'étain, quartz, pyrite, marcasite. Ces gisements sont connus dans les Andes (Oruro, Potosi, Cerro Rico et Chorolque, Bolivie). Leur taille très importante (100-1000 Mt à 0,2% Sn) a conduit à la désigner parfois sous le nom de porphyre à étain (voir chapitre 4.6). En 1973, les coupoles fournissaient environ 50% de la production d'étain, le reste provenant surtout de placers.
Tableau 4.3 Typ e
4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4 4
4
4. 3 4. 3 4. 3 4. 3 4. 3 4. 3 4. 3 4. 3 4. 3 4. 3 4. 4 4. 4
Nom
District
Pays
Hub
~
R. Tchèque
Tonnag Teneu Substanc e r e TV Mt principal e 200 kt ~ Sn Sn 12 kt ~ WO3 WO3 3 Mt ~ ~ Sn 10 kt ~ WO3 WO3 90 kt 35 ~ Sn
Montredon
Tarn
France
~
Altenberg
Erzgebirg Allemagn e e
Borralha
~
Cornouailles ~ (St Austell) Enguialès. Massif Leucamp Central
Portugal GrandeBretagne France
Mt Bischoff Tasmanie Australie 5.5 Oulmès
Maroc Maroc Centrale
Penasquiera ~
~
Portugal 11
Autre Age substanc encaissant e
Divers
~
~
~
~
~
~
~
Carbonifère ~
~
Carbonifère ~
60 kt WO3
~
~
~
~
~
Carbonifère ~
1.4
Sn
~
~
~
~
~
Carbonifère ~
0.45
WO3
3kt Sn
~
Cu et Ag (8 t) ~
soit 55 kt
Tungsten Queen
Caroline USA
~
9 kt
~
~
~
Bernardan
Marche
France
1
0.53
U
~
Carbonifère ~
Fanay
Limousin France
~
~
~
~
Carbonifère ~
4. Bingham 5
Utah
USA
3000
0.8
26
Cu
0.25 g/t Au.
~
soit 22 Mt de Cu. 560 kt Mo. 1000 t or. avec récupératio n de Au. Ag. Mo. Bi. Pt. Pd. Se. Rh. Pb. Zn
4
4
4. Cerro 5 Colorado
~
4. Chuquicama ~ 5 ta
4. El Teniente; ~ 5 El Salvador 4. 4 Exotica ~ 5 4
4 4 4 4 4 4
4. 5 4. 5 4. 5 4. 5 4. 5 4. 5 4. 8
4 4 4 4 4 4 4
4. 8 4. 8 4. 8 4. 8 4. 8 4. 8 4. 8 4. 8
Cu
~
~
~
Chili
10000
0.56
Cu
~
~
dont 0.5 Gt à 1.75% + 1.5 Gt à 1%
Chili
300
1.6
Cu
~
~
~
Chili
160
1.86
Cu
~
~
~
~
~
Irian Jaya Indonésie ~
1.4
Cu
Kaverong
~
~
900
0.48
Cu
3 g/t Ag ~
0.55 g/t Au
Ok Tedi. Panguna
~
PNG
944
0.48
Cu
0.56 gt Au.
~
3 g/t Ag
Ray
Arizona
USA
3000
~
~
~
~
~
San Manuel Arizona
USA
450
0.77
Cu
~
~
~
Sar Cheshmeh
Iran
450
11.3
Cu
~
~
~
Twin Buttes Arizona
USA
~
~
Cu
~
~
~
Antamina
Perou
500
1.2
Cu
1% Zn
~
11 g/t Ag. 0.03 % Mo
0.25
MoS2
1.9 Mt de Cu à 1.9%
Carbonifère ~
1.5
Au
~
Crétacé
~
2.69
Cu
1.02 g/t Au
~
16 g/t Ag
4. 4 Azegour 8 4
0.8
1260 t Au (1.8 g/t)
4. 4 Grasberg 5 4
Equateur 3000
~
~ HautAtlas
Maroc
1
Beal Montana USA 222 Mountain Big Gossan. Irian Jaya Indonésie 37.4 Erstberg Bingham
Utah
USA
~
~
Pb-Zn
~
~
4 Mt de Pb-Zn
Cantung
NWT
Canada
9
1.4
WO3
~
~
~
Cerro de Pasco
~
Perou
~
~
Pb-ZnAg
~
~
300 Mt Pb-Zn-Ag
Craigmont
BC
Canada
11
1.25
Cu
0.3% Mo ~
~
Ely
Nevada
USA
~
~
Cu
~
~
400 Mt Cu
Falemé
~
Sénégal
300
48
Fe
~
~
~
27
4 4 4 4 4 4 4 4
4. Fortitude. Nevada 8 Battle Mt. Hedley 4. (Nickel BC 8 Plate) 4. Mactung Yukon 8 4. Murdochvill Gaspésie. 8 e Québec 4. Pine Creek Nevada 8 4. Sadiola Kenieba 8 4. Salau Pyrénées 8 4. Serbai ~ 8
USA
~
~
Au
81 t Au
~
~
Canada
13.4
5.3
Au
1.3 g/t Ag.
~
0.02 % Cu
USA
27
0.95
WO3
~
~
~
Canada
62
1.35
Cu
0.03 % Mo
Dévonien
~
USA
16.2
0.6
WO3
0.15 Mo ~
Mali
40
3
Au
zone oxydée
Protérozoiq ~ ue
France
30
1.2
WO3
~
Carbonifère ~
Russie
~
~
Fe
~
~
(+ Cu. Ag. Au)
725 Mt Fe
Des réserves potentielles très importantes de Li, Sn, Ta et Be existent également dans les coupoles de granite à albite - lépidolite - topaze, telle celle d’Échassières dans le Massif Central français (Cuney et Autran, 1987). Ces gisements sont situés au voisinage d'intrusions de granitoïdes (moins de 3 km) très felsiques (>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%
<0,45%
0,25 - >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 !
33
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.
34
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 (<1500 m), occupant des fractures souvent de tension dans des terrains volcaniques tels des pyroclastites et des intrusions subvolcaniques. Ces gisements produisent des métaux précieux (or et argent), des métaux de base, ainsi que Hg, Sb, As, Te, Se, Tl dans une gangue de quartz, calcite, plus rarement fluorine et barytine. L’altération est souvent très distincte (Berger et Bethke, 1985). Trois conditions sont nécessaires pour provoquer un système hydrothermal autour d’un volcan : (1) une recharge en eaux froides, météoritiques, marines (Islande) ou dans un aquifère sous le volcan ; un apport de fluides magmatiques est possible ; (2) une perméabilité subverticale suffisante, marquée par les failles et les aquifères ; (3) une source thermique au voisinage de la surface. Un volcan comprend une zone de refroidissement par conduction au niveau de la cheminée, souvent d’extension limitée, puis une zone de convection, plus froide en surface (<150°C), plus chaude en profondeur (135-300°C) ; la température peut dépasser 350°C à moins de 2,5 km. Les gisements épithermaux apparaissent aussi bien dans les arcs insulaires que dans les arcs continentaux (White et Hedenquist, 1995). La nature du magmatisme, calco-alcalin ou alcalin et les interactions avec la surface conduiront à des types de gisements variés. Les gisements pourront donc être classés en fonction du paysage volcanique (Sillitoe et Bonham, 1984) : (1) les stratovolcans contiennent des porphyres à cuivre, des filons Pb-Zn, et des gîtes proximaux à énargite (paragraphe 5.2) correspondant à des systèmes géothermaux à vapeur dominante donnant des conditions très acides ; (2) les caldeiras montrent des gîtes distaux à Ag, Au (Colorado, Java)(chapitre 5.3), avec des fluides neutres équilibrés avec l’encaissant; (3) les maars et diatrèmes contiennent des gisements d’or (Wau, Cripple Creek [ photos], Golden Sunlight [ photos])(chapitre 5.4) ; (4) les dômes coulées de type rhyolite montrent des gîtes de remplacements (Cerro de Pasco), filons des porphyres à argent et étain (Potosi, Julcani)(chapitre 4.5). Des minéralisations de remplacement dans des sédiments sont parfois directement associées à ces gisements. Elles peuvent être épigénétique ou traduire la proximité du volcanisme et de la sédimentation autour du volcan. Plus loin du volcanisme, des remplacements à or très fin constituent le type Carlin (chapitre 5.5). Les gisements de borate dans les sédiments et les volcanites tertiaires (Turquie, USA, Andes) constituent un cas particulier de source thermale se déposant dans des lacs endoréiques en contexte volcanique actif (Floyd et al., 1998).
41
Les dépôts hydrothermaux apparaissent 500 000 ans après le magmatisme initial. Le temps de résidence des fluides reste mal connu, entre plus de 100 ans et moins de 12 000 ans en Nouvelle Zélande. La durée de fonctionnement des systèmes varie entre 100 000 et 1 000 000 d’années
Tableau 5.1 Typ e
5
5. 1 5. 5 1 5. 5 1 5. 5 1
5 5 5 5 5 5 5 5 5
Tonnag Teneu Substanc Autre Age e r e substanc encaissa TV Mt principal e nt e 9 g/t Au 10 Au ~ ~ 125 t Au 527 g/t 4.5 0.9 Au ~ Ag 750 t ~ Au ~ ~ Au 140 t 1100 t ~ Au ~ Au Ag 10 t ~ Ag ~ ~ Ag productio n 346 Mst à 200 1.4 Au ~ 0.027 oz/st. soit 9.4 Moz
maar alcalin – neutre
Montana USA
~
1 g/t
Au
~
~
maar alcalin – neutre
Goldfields Nevada USA
~
24
Au
9.5 g/t Ag
~
Acide
Hishikari
~
3.2
63
Ag
~
~
Neutre
Hope Brook Mac Laughin
Terre Canada Neuve Californi USA e
~
45 t Au
Au
~
~
Acide
24.3
5
Au
~
~
Mercur
Utah
10
2.85
Au
~
~
Mesel
Sulawesi Indonésie
12.3
5.21
Au
~
~
Nenzell Hillm
Nevada USA
100
28
Ag
~
~
Acide
~
Neutre. teneurs locales >1 kg/t
5. Carlin 1
5
5
Nom
Pays
Nevada USA
Cripple Creek
Colorad USA o Colorad USA o
El Indio
~
Chili
Fresnillo
~
Mexique
Creede
5. Gold 1 Quarry 5. 1 5. 1 5. 1 5. 1 5. 1 5. 1 5. 1 5. 1
District
Golden Sunligth
5. Porgera 1
Nevada USA
~
Japon
USA
PNG
51.5
7
42
Au
~
Divers
Remplaceme nt Neutre
Acide Neutre
Remplaceme nt
Griffon neutre Remplaceme nt Remplaceme nt
5. Pueblo 5 1 Viejo 5. 1 5. 5 1 5. 5 1 5
5
>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 <300 à 500 m. Il est parfois possible de distinguer deux types de minerai, l’un sous forme de filons de quartz aurifère à très hautes teneurs (bonanza, de l’ordre de 100 g/t Au), l’autre à sulfures à teneurs plus faibles (10 g/t Au). Des brèches et filons irréguliers, avec barytine et or, sont généralement tardifs. A Rodalquilar et au Kamchatka, des veines de calcédoine à or et argent remplissent des fractures radiales et périphériques de 43
caldeiras. Une production de cuivre est possible pour les gros gisements; des coproductions de mercure, tungstène, bismuth, plomb et zinc ont été reportées. L’association minérale comporte énargite, pyrite, Au natif, électrum, des minéraux de Cu, A s, Sb, des quartz rubanés. Il y a peu de chlorite, pas de séléniures, parfois bismuthinite, galène et sphalérite. On observe souvent jarosite et hématite, avec alunite, barytine, parfois pyrophyllite et diaspore. Les tellurures sont tardifs. Le rapport Ag/Au varie de 25 à moins de 1. A El Indio, on observe une augmentation de l’énargite et des minéraux de cuivre en profondeur (Jannas et al., 1990). Des sulfates de cuivre et de la scorodite apparaissent secondairement en surface. On peut observer parfois un télescopage de ces gisements avec des systèmes porphyriques, ce qui s’explique par une baisse très rapide de la paléosurface par érosion ou par effondrement du volcan (Sillitoe, 1994). L’altération de ces gisements est zonée: association argilique avancée, avec kaolinite, alunite, diaspore, dickite et quartz au voisinage de la minéralisation pyriteuse, puis association argilique à kaolinite et illite-smectite (30 m de large), parfois séricite, dickite, avec une dévitrification. On observe parfois des analogues phosphatés de l’alunite (zunyite). Les feldspaths sont lessivés et forment des cavités ( vuggy silica alteration) sur des puissances variant entre 1 et 50 m. Près de la surface, H 2S se combine avec l’oxygène pour former H2SO4 et une altération de solfatare, primaire et supergène. Des gîtes de soufre natif peuvent ainsi se former. Plus loin, en auréole externe, on observe une altération propylitique, antérieure et sans relation claire avec la minéralisation. Une variante de ces gisements est constituée pa r des concentrations d’argent à basses teneurs dans des zones hyper-alumineuses fortement lessivées (dumortiérite, andalousite, corindon), disséminées dans des tufs associés à des intrusifs monzonitiques (Sam Gossly, BC ; Iran ; Nenzell Hillm, Nevada). Ces gisements sont associés à l’évolution terminale de magmas relativement oxydés, en particulier des dômes de rhyolites. A faible pression, les fluides dégazent et perdent rapidement leur CO 2, en s’enrichissant relativement en soufre et deviennent très acides (pH<2) en condensant. L’altération zonée témoigne de la neutralisation des fluides vers l’extérieur. Le dépôt de l’or serait associé à l’ébullition des fluides. Les températures de dépôts oscillent entre 225 et 275°C, avec des salinités variables, faibles à El Indio (Siddeley et Arevada, 1986), forte à Rodalquilar (présence d’eau de mer ‘ ). Ces variations traduisent sans doute un environnement dynamique de formation. Des flux importants, une faible perméabilité et des températures initiales relativement faibles seraient favorable à une intense précipitation de l’or. En exploration, on peut utiliser la lithogéochimie, avec un enrichissement en As, Pb et Ag. Les altérations peuvent être reconnues par leur couleur en prospection aéroportée ou par satellite, e t par diffraction de RX par prospection au sol. La position des gisements épithermaux dans les ensembles volcaniques est contrôlée par le réseau de failles qui constituent la plomberie des systèmes hydrothermaux. Ces zones de failles peuvent correspondre à une réactivation d’accidents plus anciens (Henley et Adams, 1992) et être visibles en géophysique.
5.3 Gisements épithermaux neutres à or et argent
Ces gîtes se mettent en place plus tardivement après les éruptions volcaniques majeures. Sur la base de la nature des altérations qui leurs sont associées, Heald et al. (1987) les ont définis comme le type à adulaire -séricite. Ils constituent des gisements de petite taille souvent riches en argent, avec Au, Pb, Zn. Comme le type précédent, ces gisements sont associés au volcanisme andésitique des chaînes de collision. Ils occupent des structures cassantes tardives des caldeiras: ils sont ainsi souvent contrôlés par des failles, dans un encaissant acide à intermédiaire. Il existe souvent une zone aquifère profonde ayant servi de réservoir aux solutions hydrothermales: socle fracturé par des failles normales précoces
44
(Nouvelle-Zélande, Hodder, 1987) ou bassin continental discordant sur le socle (Colorado). On connaît des gisements de ce type dès l’Archéen (Campbell, Ontario). Ces gisements occupent des zones de tension réactivant parfois des décrochements, souvent des failles normales (Jébrak, 1985). Certains filons ont été exploité s jusqu’à 900 m de profondeur (Acupan aux Philippines; Cooke et al., 1996), mais les hauteurs minéralisées sont généralement plus faibles. Les remplissages montrent de nombreuses phases de dépôt, souvent rubané, avec des bréchifications, en particulier en cocarde (Genna et al., 1996), exceptonnellement des stalagtites [ photos]. La minéralogie est très variée: minéraux d’argent (argentite, cuivres gris, acanthite, stéphanite,...) pyrite, marcasite, chalcopyrite, cérusite, smithsonite, jarosite, malachite, oxydes de manganèse, avec quartz, chlorite, barytine, fluorine, rhodochrosite mineure. On signale aussi Ag et Au natif, des métaux de base souvent récupérables, rarement étain et tungstène (Java; Marcoux et al., 1993). Les gîtes riches en sélénium du Japon sont pauvres en cuivre et en tellure (Shikazono et Masataka, 1989). Ces gisements montrent des zonalités horizontales et verticales marquées (Buchanan, 1981)(figure 5.1). On constate un enrichissement en métaux de base en profondeur, une variation du rapport Au/Ag, ainsi qu’une modification des types d’altération, plus riche en chlorite en profondeur. Les geyseirites (ou travertins siliceux) sont des expressions très superficielles de ces minéralisations. Elles sont enrichies en mercure et en or comme à Mac Laughin (Californie). Proches de la surface apparaissent également des filons à quartz avec très peu de sulfures, mais souvent très riches en or (Pongkor, Java, ou Hishikari, Japon). Les filons dans les volcanites peuvent passer à des imprégnations riches en argent dans les sédiments détritiques formant le remplissage de la caldeira. Leurs altérations sont caractérisées par une zone silicifiée (souvent au mur) avec de l’adulaire à grain fin, de la chlorite, entourée par une altération fissurale à argiles interstratifiés. Cette altération est interprétée comme le résultat de la condensation des fluides acides lors de leur ébullition au voisinage de la surface. En auréole externe existe une altération propylitique, antérieure et sans relation avec la minéralisation. L’alunite apparaît parfois comme un événement supergène, associé à une ébullition locale au voisinage de la surface (steamitite, geysers acides de Norris à Yellowstone). Le mécanisme de formation de ces gisements est assez largement différent du type acide. Il s’agit surtout de fluides météoritiques présentant une faible salinité (<3,4% eq. poids NaCl) et un caractère neutre à légèrement acide, en équilibre avec les roches encaissantes. Les fluides seraient pulsatifs, avec des températures variant largement entre 320 et 60°C et montrant une décroissance vers le centre de la caldeira. On observe parfois une ébullition au sommet (40 bars). Ces gisements témoigneraient d’arrivée d’eaux profondes r echargées par des eaux superficielles réchauffées par une intrusion porphyrique en profondeur. Le transport latéral pourrait atteindre 10 km. Les métaux seraient extraits de la croûte sous jacente. La précipitation aurait lieu lors de la rencontre avec une table phréatique. On a pu observer localement la superposition d’un système porphyrique et de minéralisation de ce type à Acupan, Philippines (Cook et Bloom, 1990), au moins un million d’années après et à Fidji, 400 000 ans après. Le champ géothermal de Taupo, en Nouvelle Zélande, constitue un exemple actuel de ce type d’environnement La prospection de ces gisements se fait sur les systèmes cassants associés aux caldeiras, en utilisant les altérations et leurs signatures géochimiques et géophysiques. La reconnaissance des zonalités est souvent essentielle. Une discordance au voisinage constitue un caractère favorable (Mitchell, 1992). Les zones économiques occupent parfois un horizon favorable que l’on suit d’un filon à l’autre (Tayoltita, Mexique). Tableau 5.2: Comparaison des gisements épithermaux acides et neutres (d’après White et Hedenquist, 1995)
45
Caractères Morphologie
épithermaux neutres épithermaux acides Filons dominant, stockwerks et minerais disséminés, stockwerks, remplacements rares remplacements fréquents minéraux fréquents pyrite, sphalérite (riche en fer), pyrite, sphalérite, galène, galène, chalcopyrite, tennantite- chalcopyrite, énargite – luzonite, tetraédrite, arsénopyrite, électrum, tennantite - tétrédrite, covellite, au natif, tellurures et séléniures au natif Gangue quartz, calcédoine, calcite, quartz, kaolinite, pyrophylllite adulaire, illite, barytine diaspore, alunite, barytine faciès de quartz rubans, géodes, brèches, travertins quartz vacuolaire position de la minéralisation dans la zone la moins acide dans la zone la plus acide conditions de transport de l’or complexes bisulfurés complexes chlorurés association géochimique Au, Ag, As, Sb, Hg, Zn, Pb, Zn, Au, Ag, As, Cu, Sb, Bi, Hg, Te, Se, K, Ag/Au Sn, Pb, Mo, Te/Se
5.4 Maars et diatrèmes alcalins a or
Il s’agit de gisements à métaux précieux beaucoup moins fréquents, mais qui peuvent présenter un rôle économique considérable. Leur association minéralogique ressemble à celle des gîtes épithermaux neutres, mais avec l’abondance de certains éléments caractéristiques de ce contexte (K, Te, V, Ba, F). Ils sont associés à un volcanisme alcalin, dans des rifts ou des fossés d’arrière arc à caract ère continental, favorable à la formation de maars et diatrèmes. Ces gisements sont de taille très variable, depuis de petits indices à des gîtes d’importance mondiale (Cripple Creek [ photos], Colorado; Porgera, PNG). Un maar est petit volcan isolé, formé par une activité volcanique explosive sur les marges subaériennes des plaques ou intraplaques (Lorenz, 1985). La composition de ces volcans est basaltique au sens large (andésite, lamprophyre, gabbro alcalin...). Le maar est composé de sédiments avec des pyroclastites fines, bien litées avec beaucoup de verre; il montre des traces d’effondrements. Il s’agit de phénomènes très rapides, dues à des explosions phréatomagmatiques, associées à la présence de zones hydrostatiques importantes (cours d’eau). Un socle imperméable peut bloquer le développement en profondeur du système. Ces systèmes sont situés sur des zones de transtension sur des failles décrochantes. Il existe également des maars sous-marins a pparaissant après la construction d’un édifice volcanique arrivant à fleur d’eau (Acores, Islande), vers une centaine de mètres de profondeur. Dans sa partie supérieure, un diatrème présente une morphologie en cône, avec une profondeur égale ou supérieure à un kilomètre. Le remplissage est constitué de pyroclastites et de sédiments lacustres, de nombreuses brèches souvent complexes et polyphasés, avec des effondrements hectométriques (épiclastites), l’ensemble étant recoupé par des intrusions et des peebles dykes. La partie plus profonde est formée par une pipe bréchique à fragment d’encaissant. La minéralisation peut occuper différents sites dans un diatrème: des filons géodiques et des remplacements le long des zones de failles (dans le diatrème et l’encai ssant), des imprégnations dans les sédiments en sommet et des stockwerks de type porphyrique à la base. Des pipes bréchiques de grandes dimensions sont fréquents: ainsi, la mine Cresson à Cripple Creek [ photos] atteignait 625 m de profondeur et un diamètre d’une centaine de mètres. On peut réaliser des exploitations sélectives ou en
46
masse. Les teneurs sont parfois extrêmement fortes, jusqu’à 2,7% Au dans la mine Emperor et parfois une augmentation des teneurs en or en profondeur. Les principaux sulfures sont la pyrite, la sphalérite, localement la stibine et la chalcopyrite (Saunders, 1987), tétrahédrite - tennantite. Les tellurures sont fréquents (calavérite) ; on ne connaît pas alors de placer en aval. L’or natif est rare, issu de l’altération de la calavérite. La gangue comprend du quartz, de la barytine, de la célestite, des carbonates, accessoirement de la fluorine, de la roscoelite et de l’adulaire. Les maars minéralisés en or montrent parfois une altération potassique bien développée, liée à la nature alcaline du métasomatisme. A Cripple Creek [ photos], on observe une très faible altération associée au dépôt de l’or, sur quelques centimètr es: pyritisation, silicification, chloritisation de la biotite (Thompson et al., 1985). A Porgera (PNG) et à Golden Sunlight (Montana), on observe une intense altération phyllique, à micas blancs (séricite verdâtre) et carbonates (Richards, 1992). A Golden Sunlight [ photos], les horizons riches en matière organique recoupés par le diatrème s’enrichissent en or au voisinage de la minéralisation (300 ppb). La formation de ces gisements fait appel à des circulations de fluides aqueux et légèrement carboniques vers 150 à 320°C, de salinité assez faible (<10% eq. poids NaCl), lessivant des roches basaltiques en profondeur. Ces circulations pourraient être initiées par des intrusions porphyriques alcalines (tinguaite ou carbonatite, ou porphyre à molybdène) dont les minéralisations constituerait l’apex. Il y a parfois ébullition, ce qui conduit à de fortes variations de la salinité. Le CO 2 est peu abondant. Les dépôts terminaux se produiraient à moins de 200°C par des fluides salins (Saunders, 1987). Les très fortes teneurs en or observées seraient en relation à une séparation de phase dans des fluides riches en soufre, ce qui conduit à une oxydation du liquide magmatique résiduel et provoquent le dépôt de l’ or et de la barytine. La prospection de ces gisements fait appel à la volcanologie et la géologie structurale (zone de faille). La zonalité verticale des minéraux, identique à celle des gisements épithermaux neutres, permet de déterminer l’aval pendage des structures. Les altérations sont parfois peu évidentes en prospection. A Cripple Creek PTH3, on a utilisé les altérations potassiques pour situer les zones minéralisées. On observe une anomalie géochimique en Au-Au-Te-Mo-La-V.
5.5 Remplacements à or et métaux de base
Il s’agit de gisements d’apparence variée, correspondant à des imprégnations d’or très fin, dans des séries souvent carbonatées (Carlin), mais aussi dans les serpentines (Mc Laughin), ou les formations de fer (chapitre 8.2). On utilise également les termes de gisement à or invisible du fait de la fi nesse de l’or, ou de type Carlin (Roberts et al., 1971). Longtemps connus seulement dans l’Utah et le Nevada, ces gisements ont maintenant été décrits dans le Pérou central, en Chine (province du Ghizhou), en Indonésie (Mesel), en Russie, en Macédoine, au Yemen et en Iran, sans doute dans les Appalaches et la province de Grenville. Il s’agit de gisements à forts tonnages et teneurs souvent assez faibles. Les ressources du Nevada dépassent 100 millions d’onces, ce qui en fait le deuxième district dans le monde après le Rand. L’élément clef de l’exploitation a été l’utilisation de la cyanuration en tas. Dans l’Ouest-américain et en Chine, les gisements sont situés dans un bassin Paléozoïque, en marge d’un craton Précambrien, sur des zones de faiblesse crustale. Le contexte initial est de type rift. Le gisement de Mesel est en contexte d’arc insulaire (Turner et al., 1994). Des alternances de calcaire et de shale, localement des cherts noirs, issus de silicification subconcordantes (jaspéroïdes), riches en matière organique, sont déformés et charriés, puis repris par un système de failles en distension. Dans le détail, il ap paraît trois types d’encaissant: carbonates plus ou moins argileux, volcanites et jaspéroïdes. On observe souvent une relation avec des zones de charriages.
47
Ces gisements présentent généralement un caractère stratoïde sur les horizons favorables. On peut cependant reconnaître également des minerais sur des anticlinaux (Post), sur des failles subverticales ou dans des brèches sédimentaires ou karstiques (Gold Quarry). Les principaux minéraux sont: pyrite, arsénopyrite, stibine, réalgar, orpiment, cinabre, minéraux d’argent, calcite, halloysite, barytine, fluorine. Les métaux de base sont rares. On observe parfois une zonalité autour d’un intrusif, variable selon la profondeur : énargite au cœur, énargite - chalcopyrite bornite en première auréole, sphalérite, galène et minéraux d’argent en périphérie au Pérou, ou une zonalité périgranitique classique au Nevada (Kizis et al., 1997). L’or est encore plus externe. Il est très fin et souvent très pur (50-200 Å, Au/Ag >9). Suivant son association, le minerai est oxydé, siliceux, ou riche en carbone, justifiant alors un traitement spécifique (Percival et al., 1988). Les altérations sont discrètes, mais montrent parfois une zonalité, avec en s’éloignant de la zone minéralisée, des zones décarbonatées à jaspéroïde à kaolinite - dickite, puis siliceuse - argileuse (illite séricite), entourée par une zone de dissolution des carbonates et une zone à veines de calcite. Le rapport K/(K+Al) et la densité des roches diminuent vers la zone minéralisée (Kuehn et Rose, 1992). L’intensité de la silicification et de la décarbonatation dépend de l’encaissant . Une altération supergène à goethite se superpose à ces associations. Ces gisements seraient épigénétiques, associés à des circulations hydrothermales peu après des intrusions de dykes. Les fluides d'origine météoritique, présentaient une température maximale autour de 220-270°C pour les jaspéroïdes à Mercur [ photos], et une salinité de 1 à 8% eq. poids NaCl (Jewell et Parry, 1988), avec présence d’H 2S et CO2. Ces gisements se mettraient en place à une profondeur relativement importante (4±2km) sous conditions lithostatiques. La pyritisation serait due à la sulfuration du fer issus de la décarbonatation de dolomie. La source thermique reste discutée : système porphyrique (souvent d’une mise en place plus tardive), ou dénudation d’une lithosphère chaude lors du fonctionnement de l’extension du Bassin and Range (Ilchik et Barton, 1997). On a émit l’hypothèse d’une relation avec le fonctionnement précoce d’un diapir mantellique. Les gîtes de remplacement distaux à métaux de base présentent des analogies avec ce type (Beaty et al., 1990). Il s’agit de gisements parfois très importants, en particulier dans la Cordillère améric aine où on les désigne parfois sous le terme de mantos (remplacement d’un horizon). Voir les exemples de ce type (type 5.3) dans le tableau principal du présent chapitre. Ces gisements apparaissent également sur des marges continentales, avec une sédimentation de type plate-forme carbonatée, recoupées par des intrusions superficielles tardives. Leur morphologie est contrôlée par la perméabilité des couches porteuses: sédimentation, karstification précoce ou tardive. On observe des transformations diagénétiques à dolomie (roches zébrées). On connaît au Colorado des cheminées sécantes sur la stratification et des corps stratiformes. A l’échelle locale, les cheminées discordantes sont plus riches en cuivre - or que les corps stratoïdes. L’association minérale comporte chalcopyrite, galène et sphalérite, pyrite, pyrrhotine, magnétite. Ce type de gisement métasomatique s’insère au sein de zonalités régionales, entre des p orphyres cuprifères et/ou gîte épithermal à énargite riche en or au cœur et des gîtes filoniens plus riches en Ag et Mn à la périphérie. Ils peuvent être associés localement à des skarns à magnétite (Leadville), ou à des remplacements épigénétiques à or et mercure plus distaux. Ces gisements s’accompagnent d’une altération légèrement visible dans les roches intrusives: les géothermomètres isotopiques enregistrent un pic thermique parfois très tardif. Le soufre serait d’origine ignée; les éléments auraient é té transportés par des eaux salines (5% eq. NaCl), à haute température (400°C) et d’origine ignée. Ils pourraient être en relation avec le développement de point chaud stationnaire. Les gisements d’or disséminé sont difficiles à chercher: les séries carbon atées riches en matière organique, recoupées par de petits intrusifs porphyriques sont favorables. Ils forment de grands 48
alignements visibles en télédétection, ce qui reflète le caractère favorable des charriages et des failles. L’exploration tactique de ces gisements repose sur les altérations hydrothermales et la prospection géochimique. On recherchera en particulier les calcaires dolomitiques silicifiés, la décalcification et la dégradation des phyllosilicates; on peut utiliser le nombre de filonnets, en particulier s’ils sont à gangue siliceuse (Bagby et al., 1988). En géochimie, ces gisements peuvent être tracés par des anomalies en As, Ag, Hg, Sb, Tl, F, W, Ba. L’or, le mercure et l’arsenic sont des indicateurs plus précis du centre des minéralisations (Adams et Putnam, 1992). En géophysique, on pourrait utiliser la polarisation provoquée.
5.6 Références Adams, S.S. et Putnam, III, B.R. (1992) Application of mineral deposit models in exploration: a case study of sediment-hosted gold deposits, Great Basin, Western United States. in A. E. Annels, éditeur, Case Histories and Methods in Mineral Resource Evaluation, Geological Society Special Publication No 63, pp. 1-24. Arribas, A., Jr. (1995) Characteristics of high-sulfidation epithermal deposits, and their re lation to magmatic fluid. Chapter 19 in Magma, fluids and ore deposits, J.F.H. Thompson éditeur , Mineralogical Association of Canada, short course vol. 23, p. 419-454. Bagby, W.X., Madrid, R.J. et Bakken, B.M. (1988) Alteration and vein relationships applied to exploration for sedimentary rock-hosted, Carlin type deposits. Bicentennial Gold 88, Melbourne, G.S.A. Inc., pp. 509-511. Beaty, D.W., Landis, G.P., et Thompson, T.B. (1990) Carbonate-hosted sulfide deposits of t he central Coloroda Mineral belt: introduction, general discussion and summary. Economic Geology Monograph 7, pp. 1-18. Berger, B.R. et Bethke, P.M. éditeur (1985) Geology and geochemistry of epithermal systems. Reviews in Economic Geology, vol 2., 298 p. Buchanan, L.J. (1981) Precious metal deposits associated with volcanic environments in the Southwest. in Dickinson W.R. et Payne W.D. éditeurs Relations of tectonics to ore deposits in the southern Cordillera; Arizona Geol. Soc. digest v. XIV, pp. 237-262. Cooke, D.R. et Bloom, M.S. (1990). Epithermal and subjacent porphyry mineralization, Acupan, Baguio District, Philippines: a fluid inclusion and paragenetic study. in Hedenquist, J.W., White, N.C., et Siddeley, G., editeurs, Epithermal gold mineralization of the circum-Pacific, II, Journ. of Geochemical Exploration, 35, 297 -340. Cooke, D.R., McPhal, D.C. et Bloom, M.S. (1996) Epithermal gold mineralization, Acupan, Bagio district, Philippines: Geology, Mineralization, Alteration and the thermochemical environment of ore deposition. Economic Geology, 91: 243-272. Floyd, P.A., Helvaci, C. et Mittwede, S.K. (1998) Geochemical discrimination of volcanic rocks associated with borate deposits: an exploration tool ‘ Journal of Geochemical Exploration, 60: 185-205. Genna, A., Jébrak, M., Marcoux, E. et Milési, J.P. (1996) Genesis of cockade breccias in the tectonic evolution of the Cirotan epithermal gold deposit, W. Java. Canadian Journal of Earth Sciences, 33: 93-102. Heald, P., Foley, N.K et Hayba, D.O. (1987) Comparative anatomy of volcanic-hosted epithermal deposits: Acidsulfate and adularia-sericite type. Economic Geology, 82: 1-26. Henley, R.W. et Adams, D.P.M. (1992) Strike-slip fault reactivation as a control on epithermal vein-style mineralization. Geology, 20: 443-446. Hodder, A.P.W. (1987) Relationship of paleosubduction regime and pro spectivity of an epithermal gold field, Coromandel, New Zealand. Mineralium Deposita, 22: 247-252. Ilchik, R.P., et Barton, M.D. (1997) An Amagmatic Origin of Carlin-T ype Deposits. Economic Geology, 92: 269288.
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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
6.1 Cadre géologique
La croûte est le siège d'intenses phénomènes d'échange entre fluides et roches: les sédiments expulsent de grandes quantités d'eau lors de leur enfouissement, dans les bassins ou lors de processus de subduction ou de collision. Lors de la subduction, les fluides inclus dans les basaltes hydratés et les sédiments sus-jacents constituent une masse importante, actuellement estimée à 1 km 2/10 ans. En profondeur, les fluides sont alors expulsés et remontent suivant la perméabilité de fractures et les joints de grains. Ces migrations ont lieu sur des dizaines de kilomètres. Les fluides peuvent émerger dans les fosses et former des sources thermales de basse température et volcans de boues. Les sources modifient localement le milieu et permettent le développement de faune (bivalves) et le dépôt de carbonates profonds (Caraïbes, Pacifique) (figure 6.1). Les fluides peuvent également être produits lors d’une collision continentale. Quand un chevauchement se produit, la plaque inférieure expulse son eau, ce qui s'accompagne d'un métamorphisme prograde de la plaque près de son sommet. Un chevauchement de 10 à 15 km d'épaisseur s'accompagnerait d'une libération de 4000 t/m 2 de surface de chevauchement. Une partie des fluides transitent par les systèmes magmatiques. Les minéralisations associées à la croûte moyenne sont nombreuses et peuvent souvent être mises en relation avec le métamorphisme et les intrusions. Au niveau et au-dessus de la transition ductile-cassant se mettent en place des gisements d'or, tandis que les minéralisations en Pb-Zn, en Sb et en petits métaux se situent généralement en domaine plus cassant.
6.2 Cisaillements à or
Les cisaillements à or (dit aussi gisements mésothermaux) constituent une classe très importante de gisements; ils produisent une grande partie de l'or en dehors des conglomérats du Witwatersrand (RSA). Ces gisements sont particulièrement abondants dans les ceintures archéennes (Canada, Australie, Afrique du Sud, Brésil). On compte ainsi 155 mines principales dans la province du Lac Supérieur au Canada, dont 12 contenants plus d'un million de tonnes de tout-venant. Des gisements comparables sont également exploités dans des orogènes plus récents: Birrimien d'Afrique de l'Ouest (Milési et al., 1989), chaîne hercynienne (Limousin, en France, Tien Shan, en Asie centrale), et Cordillère américaine.
Tableau 6.1
51
Typ e
Nom
6 6.1 Big Bell
District
Pays
Western Australi Australie a
~
Au
51 t Au ~
~
16
5.5
Au
~
Archéen
Ductile sur amas
0.465
14
Au
~
~
~
6
~
Au
~
Archéen
Ductilecassant
0.55
12
Au
~
~
Selles
80
7.7
Au
~
Archéen
Ductile. MoBa-V
~
1380 t Au Au
~
~
Ductilecassant. Te
48
800 t Au
Au
26
5
Au
~
10
Au
26
4
Au
~
5.5
Au
~
5.5
Au
France
10
95.5 t Au Au
Sigma
Québec Canada
28
7
Au
Silidor
Québec Canada
4
5
Au
~
Syama
~
Mali
31
4.02
Au
~
Bou Azzer
AntiAtlas
Maroc
~
~
Co
Cobalt
Ontario Canada
~
~
Co
Tarmilat
Maroc Maroc Central
~
0.03
Sb
6.1 Deborah .
6~
Doyon
~
Australie
Québec Canada
6.1 Goldenvil Nouvell Canada . le e-Ecosse 6.1 6 Hemlo Ontario Canada . Western 6.1 Kalgoorli 6 Australi Australie . e a 6.1 6 Kolar ~ Indes . 6.1 6 Lamaque Québec Canada . 6.1 Le Limousi 6 France . Bourneix n 6.1 Tien Ouzbékist 6 Muruntau . Shan an 6.1 6 Obuasi ~ Ghana . 6.1 6 Renco ~ Zimbabwe . 6
6.1 6 Salsigne . 6.1 . 6.1 6 . 6.1 6 . 6.4 6 . 6.4 6 . 6.4 6 . 6
Divers
~
6 6.1 Bousquet Québec Canada 6
Tonnag Teneu Substan Autre Age e r ce substan encaissant TV Mt principa ce le
Aude
52
Ductilecassant Protérozoiq Ductile~ ue cassant. W Ductile~ Carbonifère cassant. As Chevaucheme ~ Carbonifère nt Ductile739 t Au ~ cassant. As ~
~
~
Archéen
Ductile
256 t Ag Ductileet 20 kt Carbonifère cassant Bi Ductile~ Archéen cassant. W Archéen
Protérozoiq ue Protérozoiq Au ue 19 kt Co. Protérozoiq 20 kt Ag ue
~
Cassant Cassant Ductilecassant Cassant
Ordovicien Cassant
Ce type de gisement est connu à toutes les époques, mais plus spécialement à l'Archéen. Il apparaît dans tous les niveaux métamorphiques, mais les gisements sont cependant plus fréquents dans le faciès schistes vert. On connaît ce type de minéralisations dans des encaissants très variés: volcanites tholéiitiques (Yellowknife, Timmins, Kalgoorlie), intrusions acides à basiques, voire alcalines (Timmins), sédiments ferrifères (Cuiaba). Les gisements en encaissant sédimentaire, souvent des turbidites, constituent une classe particulière, Ces gisements se mettent en place le plus souvent à la transition des domaines ductiles et cassants. Ils en occupent souvent des structures secondaires d’accidents majeurs, souvent en limite d’unités lithotectoniques. Ainsi, la mine Sigma montre des zones de cisaillement de puissances métriques subverticales, constituant l'essentiel du gisement, mais aussi des zones peu pentées et des imprégnations dans les diorites. Les gisements peuvent être très profonds: Kolar atteint 3200 m. Mais ils ne présentent presque pas de zonalité verticale à l'échelle du gîte. Certains gisements occupent la périphérie de pluton tonalitique ou peuvent être associés à des intrusions alcalines tardives. Dans les roches acides, la minéralogie comprend principalement or natif, carbonates, chlorites, quartz, séricite, pyrite, altaïte, plus rarement tell urures, tourmaline. Dans les volcanites basiques, on trouve surtout de l’or, des tellurures, de la pyrite, de l'arsénopyrite, avec quartz, carbonates, fuchsite. L'argent est peu abondant (Ag/Au<0,1). Les autres minéraux indicateurs sont la stibine, la scheelite, la galène, la molybdénite. L’arsénopyrite et la tourmaline sont abondants en encaissant sédimentaire. Plusieurs styles peuvent être distingués suivant la géométrie des gisements et le niveau de mise en place (Bonnemaison et Marcoux, 1990; Groves et al., 1991; Robert, 1992). En domaine cassant superficiel, les structures sont collomorphes et géodiques, la pyrite abondante et l'altération à carbonates, micas blancs et chlorite. Certains cisaillements à Hg, As, Sb, W, Mo, Ag, Au accessoire de Colombie Britannique ont été interprétés comme la partie supérieure des filons aurifères (Nesbitt et Muelenbachs, 1989). En domaine cassant plus profond, les filons occupent souvent des zones de failles inverses subverticales, avec des ouvertures en transtension. On observe également des stockwerks qui peuvent donner lieu à des exploitations en masse et, plus rarement, de grandes fentes de tension subhorizontales (Robert et Brown, 1986). Le quartz présente une texture micro-saccharoide; les structures sont laminées ( crack and seal ). L'or est généralement fin et peu argentifère, associé à pyrite et pyrrhotine, parfois arsénopyrite. Dans ce cas, l'or est parfois piégé dans des sulfures (Le Châtelet, France). Le platine est exceptionnel et associé aux sulfures (Zun-Kholba, Russie). En domaine ductile, les gisements sont constitués par des cisaillements importants à pyrite disséminée qui constituent de forts tonnages minéralisés: les principaux gîtes de ce type à l'Archéen sont Big Bell [ photos] (Western Australia), Hemlo (Pan et Fleet, 1995), Bousquet - Doyon (Abitibi, Québec; Tourigny et al., 1989; Marquis et al., 1990) et Renco (Zimbabwe ; Kisters et al., 1998). Ces gisements pourraient correspondre en partie à des amas sulfurés volcanogènes déformés. On en connaît des exemples plus petits dans des orogènes plus récents (Montauban, au Québec, Le Bourneix en France, Ovala au Gabon). La pyrrhotine y est souvent le minéral le plus abondant et on observe des minéraux de cuivre (chalcopyrite, bornite), d’arsenic et de zinc. La gangue comprend des micas (séricite, muscovite, roescoelite, biotite), des feldspaths (microcline à Ba), un peu de quartz. Les assemblages à As, Hg et Sb sont de nature rétrograde et d’affinité épithermale à Hemlo. L'altération comprend amphibole, biotite et plagioclase, puis grenat, diopside, biotite et feldspath potassique en profondeur. On observe également des altérations hyper-alumineuses à silicates calciques et grossulaire (Marquis et al., 1990). L'association géochimique comprend souvent des éléments rares: Sb, Hg, As, Tl, Ba, Mo, Ag, Te, Cd, Se, Ge, Sn. Les gisements d’or sont fréquemment encaissés dans des roches sédimentaires au faciès des schistes verts (turbidite hosted lode gold ). Par leurs anisotropies physiques et géochimiques, les sédiments exercent alors un fort contrôle sur la géométrie des gisements, le long de plan de chevauchement, ou dans la charnière de plis (gisements en selle). Ces gisements contiennent en outre presque toujours de l’arsénopyrite. Les gîtes contrôlés par un chevauchement sont connus dans l’Archéen (Mongbwalu, district de Kilo-Moto, Zaïre), dans le Protérozoïque du Brésil (districts du Minas Gerais, tel Passagem 53
[ photos] Itapicuru, Crixás) et d’Afrique du Sud (Sablie-Pilgrim’Rest, Transvaal) dans le Paléozoïque du Tien Shan (gisements géants de Muruntau [ photos] en Ouzbékistan et de Kumtor au Kyrgyztan (Kotov et Poritskaya, 1992 ; Abeleira et Ansdell, 1997) et certaines parties du gisement de Salsigne, dans le Sud de la France (Lescuyer et al., 1993). L’encaissant est constitué par des argillites, des formations de fer (chapitre 8.2), rarement des dolomies, à un niveau métamorphique de type schiste vert. La minéralisation occupe une ou des zones peu pentées Elle est souvent discontinue et marquée par des stockwerks de veines de quartz conformes et discordantes. Les puissances hectométriques sur une longueur de plusieurs kilomètres sont marquées par des mylonites. Le litage est souvent tectonique et les minéralisations se disposent parfois parallèlement à la linéation d’étirement (Morho Velho). L'or peut occuper des veines tardives sécantes. La minéralogie est marquée par l’abondance d’arsénopyrite, parfois de tourmaline. La présence de shales noirs se traduit par la présence de méthane dans les inclusions. Les gisements aurifères en selles dans les turbidites constituent une variante historiquement imp ortante; leurs fortes teneurs ont entraîné des ruées vers l'or en Australie et au Canada au XIXème siècle. Ils occupent généralement des charnières anticlinales dans des séries de greywackes et de shales d’âge Paléozoïque inférieur (districts de Meguma - 35 t Au, Nouvelle Écosse ; Bendigo - 373 t Au, Victoria, Australie ; Badran en Yakoutie, Russie; Banjas au Portugal). Les teneurs sont souvent très fortes, avec un or grossier (>100µm). La minéralisation se situe surtout dans des veines de quartz occupant l es charnières anticlinales ( saddle reefs), mais aussi dans des zones de quartz sécantes ou subconcordantes. La paragenèse comprend quartz, ankérite et sulfures (pyrite, arsénopyrite, galène et sphalérite). Le gîte néoprotérozoïque de Telfer (West Australia) est également encaissé dans un dôme de sédiments plissés. Les altérations constituent un guide de prospection utile pour ce type de gisement. On observe généralement une carbonatation, une séricitisation et une pyritisation. Deux étapes dessinant une zonalité sont souvent visibles, à chlorite et calcite et à ankérite, séricite et albite. Ces altérations rétrogrades s'accompagnent d'une augmentation de la teneur en or (Perrault et al., 1984), sur quelques dizaines à quelques centaines de mètres autour du gisement. Elles sont plus marquées dans les roches mafiques, plus sensibles à l'altération. La genèse des gisements d'or épigénétiques a fait l'objet de nombreux modèles génétiques. Ces circulations hydrothermales ont lieu souvent dans des failles inverses, mais peuvent aussi apparaître dans des contextes décrochants (Bursnall, 1989) ou de faille normale (Le Bourneix). Dans le cas de failles inverses, la pression de fluide varie de manière cyclique avec le fonctionnement saccadé de la faille (pompage sismique, Sibson et al., 1989), Les inclusions fluides présentent des températures de l'ordre de 250-400°C et indiquent des pressions entre 1 et 3 Kb. Les gisements plus profonds se seraient mis en place vers 700°C et 5 Kb. L'évolution géochimique est complexe, avec des fluides neutres ou légèrement alcalins, riches en CO 2 et CH4 (10-30% d'espèces carboniques) et très peu salins (1-10% eq. NaCl; Mikucki et Ridley, 1993). Ces fluides pourraient provenir du manteau, avec un dégazage de CO 2 provoqué par la granulitisation (Cameron, 1989; Colvine, 1989), de la croûte inférieure ou de la surface (Nesbitt et Muehlenbachs, 1989). L'intervention de magmas felsiques ou alcalins a été proposée. L'hypothèse la plus vraisemblable fait appel à une dévolatilisation métamorphique susceptible de mobiliser de grandes quantités de fluides et de les focaliser le long de zones de failles (Kerrich et Fryer, 1988). Les gisements profonds à sulfures disséminés pourraient être issus de la reprise ou d’une surimposition à des concentrations de type exhalatif, parfois riches en or (amas sulfurés en contexte felsique subémergeant). Au cours de l'évolution se produisent des remobilisations successives qui peuvent conduire à une redistribution de l'or avec des faciès de quartz microsaccharoide, puis à une pépitisation de l'or. L'âge isotopique souvent tardif des gisements par rapport au métamorphisme reste encore mal expliqué. A l'échelle régionale, on prospectera ces gisements au voisinage des grandes zones de failles, en particulier le long des contacts entre volcanites et sédiments. L’abondance du fer dans l’encaissant est un caractère favorable. La position des failles peut être déterminée en télédétection, par magnétisme ou électromagnétisme, voire en sismique réfraction. Il existe souvent un contrôle par la nature de 54
l'encaissant et les zones de plis. L’électromagnétisme peut parfois permettre une recherche directe (VLF). En contexte glaciaire, la géologie du Quaternaire et la géophysique permettent de repérer les zones en creux indicatrices de zones altérées et d’interpréter les sondages destructifs afin d’échantillonner la base des tills. Le suivi de blocs erratiques du till glaciaire a permis la découverte de Lamaque, puis de Sigma, dans le district de Val d'Or (Québec). A l'échelle tactique, on peut mesurer la concentration au mètre carré, ou la composition chimique des volantes de quartz; un échantillonnage de ce type, puis la détermination des directions favorables et leur recherche par l'étude des photographies aériennes a permis de découvrir le gîte de Silidor [ photos] (Abitibi). Le quartz aurifère présente souvent une couleur bleutée distinctive. On utilise la géochimie de surface tant en reconnaissance stratégique qu'en prospection tactique et la lithogéochimie parfois jusqu'à quelques centaines de mètres. Le choix des éléments doit être adapté à la maille: on utilise une géochimie emboîtée, où les structures précoces présenteront une signature à Au, As, Sb, les structures intermédiaires montreront un or indépendant de Sb et les structures les plus matures, du Pb, Sn, Bi, B, fonction de la nature de la lentille compétente. Te, W, Ag ont également été utilisés. On a utilisé parfois la scheelite comme indicateur en prospection alluvionnaire (Indes, Californie). L'or et le thallium montrent un fort enrichissement dans l’humus. A l'échelle tactique, les zones de cisaillement montrent un lessivage en Na 2O et un enrichissement en K 2O.
6.3 Filons à Pb-Zn-F-Ba
Les gîtes filoniens présentent une importance économique et historique pour le plomb, le zinc et l’argent. Ainsi, les gîtes de Freiberg (Allemagne) ont produit plus de 14 Mt Pb+Zn depuis le Moyen Âge; Pchibram, en République Tchèque, a été la première mine dépassant 1000 m de profondeur. Cœur d’Alêne (Idaho) est un des plus importants gisements de plomb du monde (8 Mt Pb, 3,2 Mt Zn, 30 kt Ag, 188 kt Cu, 1,5 t Au). De plus, St Salvy (France) a été longtemps le premier producteur de germanium du monde (Geldron, 1983). Des gisements plus petits sont connus au Québec (Candego, dans le Paléozoïque de Gaspésie). Ce type de structure apparaît souvent dans les zones externes des orogènes, en contexte peu métamorphique, associé à de grandes zones cisaillantes. Il existe également des structures en extension (Chapitre 8.7.). La morphologie est complexe, ramifiée, souvent sur des directions conjuguées. On observe parfois un allongement parallèle à la linéation (Cœur d’Alêne). Les gisements sont connus sur une hauteur importante, dépassant 2 km (Cœur d’Alêne, J. Aouam [ photos] au Maroc) avec des colonnes verticales. La géométrie des gisements est dépendante des variations de compétence de l'encaissant, en particulier les sills et dykes granitiques. On observe deux types d'association minéralogique: la première, d'assez haute température, comprend pyrrhotine, arsénopyrite, sphalérite et galène, parfois magnétite dans une gangue de quartz (paragenèse pol des auteurs d'Europe Centrale); la seconde comprend principalement de sphalérite, de galène, de chalcopyrite accessoire, de minéraux d'argent (tétrahédrite), dans une gangue de sidérite, barytine, quartz et autres carbonates (paragenèse k-pol). Les zonalités verticales sont peu marquées; elles résultent de l'arrangement spatial de plusieurs formations minérales, contrôlées par les mécanismes d'ouverture. Il existe également des gîtes filoniens à cuivre seul dans des contextes comparables qui ont souvent donné lieu à des productions historiques à hautes teneurs et bas tonnages (Bura-Bura, South Australia; AntiAtlas du Maroc). Les filons en cisaillement cassant peuvent contenir également de la fluorine sans métaux de base: on peut citer en particulier les gîtes d’El Hammam [ photos] (Maroc), de l'Albigeois (France) et de St Lawrence (Terre Neuve). Le district d'El Hammam est situé dans le socle épimétamorphique hercynien du Maroc Central (figure 6.2). La mine d’El Hammam occupe une importante zone de cisaillement où les séries paléozoïques sont verticalisées et où apparaît un massif de granite marqué par une vaste 55
auréole de métamorphisme et un pointement de granite sodique d'origine crustale. Autour de ce granite, on peut distinguer trois types de minéralisations, organisées selon une zonalité régionale: au cœur du district, des skarns à étain et tungstène, puis des filons à fluorine et calcite, enfin des indices d'antimoine (Jébrak, 1984). L'altération est généralement limitée à une auréole rétrograde de muscovite pauvre en fer, avec une zonalité des carbonates de plus en plus ferrifères en allant vers la minéralisation. Ce gradient, visible sur 1 km à Cœur d’Alêne, serait lié à des variations dans l’efficacité du tampon des fluides au cours du métamorphisme. Ces gisements se sont formés dans des fractures subverticales sous pression hydrostatique, encaissées dans des roches soumises à une pression lithostatique. Le gradient de fluide induit pourrait avoir fonctionné pendant 1000 à 100 000 ans et s'étendre sur un kilomètre. La précipitation des fluides serait due au mélange d'un fluide hydrothermal avec le fluide issu de l'encaissant. Les gisements se sont formés par des fluides de salinités variables à des températures de dépôt de 250 à 325°C. Cependant, des fluides salins, parfois à ébullition de température comparable, ont été observés dans le gisement de Pb Zn de Sambo (Corée) et dans les filons à fluorine. Les métaux semblent souvent d'origine locale et remobilisés, peut être en condition métamorphique de type schiste vert. Ces filons sont donc parfois les indicateurs de la présence régionale de gîtes plus précoces, en particulier stratiformes. La prospection de ces gisements est souvent réalisée par des méthodes indirectes (géochimie). On recherchera les grands systèmes de failles régionales réactivées, les plutons de petites tailles, surtout calco-alcalins dans des zones épimétamorphiques à shales noirs; les structures suivent parfois des dômes anticlinaux.
6.4 Filons à petits métaux
De nombreux métaux peuvent être concentrés dans des structures filoniennes associés au développement de marge active ou d’orogène. Outre les minéralisations en or et en Pb -Zn-Ag décrites plus haut, deux associations minéralogiques ont une certaine importance économique, les filons à Bi-Co-Ni-Ag-U et ceux à antimoine. Les gisements à Bi-Co-Ni-Ag-U (dit aussi à cinq éléments) constituent un type bien connu en Europe Centrale et en Ontario (Bastin, 1939, Kissin, 1992). Il s'agit de concentrations filoniennes productrices d'argent, mais aussi de cobalt, parfois d'uranium, de radium et de barytine. Ces gisements sont exploités depuis le Moyen Âge et plusieurs district célèbres appartiennent à ce type: Annaberg, Schneeberg et Freiberg (Erzgebirge), Cobalt et Thunder Bay au Canada, Kongsberg - Mudum (Norvège), Les Chalanches et St Marie aux Mines (France) et St-Blasien et Wittichen en Forêt Noire (Allemagne). La petite taille des structures et l'existence de producteurs plus riches a conduit à arrêter l'exploitation de ces gisements. Le district le plus important est celui de Cobalt, en Ontario. Il s'agit d'un ensemble de filons tardi- à posttectoniques encaissés dans des roches de nature variée d’âge Protérozoïque. Leur position est localement contrôlée par des niveaux particuliers: sill de diabase (Cobalt), niveaux sulfurés dans des roches cristallines, shales carbonatés, ou roches métavolcaniques riches en sulfures. Les filons montrent un remplissage en ouverture, avec peu de remplacement aux épontes. Il s'agit de filons subverticaux peu puissants, haut de 100 m, long de 300 m, à l'exception de Kongsberg reconnu sur plus de 500 m. Les structures sont irrégulières, avec des puissances variant du centimètre au mètre. Voir les exemples de ce type (type 6.4) dans le tableau principal du présent chapitre. La minéralogie du remplissage est très caractéristique. On distingue généralement cinq épisodes: une ouverture à quartz, un remplissage à uraninite et quartz, une phase à arséniures de nickel, cobalt et argent 56
(rammelsbergite, safflorite, dolomie et calcite), un stade à sulfures (pyrite, pyrrhotine, galène, chalcopyrite) avec argent natif et carbonates, parfois fluorine et barytine et un remplissage tardif à calcite. Tous ces épisodes ne sont pas toujours présents. La présence d'or semble exceptionnelle. On observe parfois un contrôle lithologique (Berry et Jambor, 1971). L'altération de type propylithique est faiblement développée (Andrews et al., 1986). Certains gisements sont très riches en argent et constituent un type un peu particulier (Imiter, dans l’Anti-Atlas du Maroc, Konsberg en Norvège). Les minéralisations résulteraient de la reprise plus ou moins synvolcaniques et syntectoniques de préconcentrations en argent dans des shales noirs (Leistel et Qadrouci, 1991). Ces gisements auraient été déposés par des fluides alcalins, réducteurs, très salins lors du dépôt des minéraux de Ni-Co-Ag. La température de dépôt des premiers stades serait élevée, autour de 400-500°C, puis irait en diminuant, avec une diminution de salinité. On observe systématiquement les traces d'une ébullition des fluides, ce qui indique des conditions de mise en place assez superficielles, de l'ordre du kilomètre. La genèse de ces structures reste controversée. L'hypothèse la plus vraisemblable est ce lle d'une mise en solution d'éléments lors de phase d'ouverture de rifts intracontinentaux. L'origine des métaux a été recherchée dans les roches encaissantes. Les gisements associés aux listwaenites (ou listvénites) se rapprochent un peu de ce type par leur minéralogie: il s’agit de roches basiques ou ultrabasiques serpentinisées et silicifiées, montrant une minéralogie variée: quartz, carbonates magnésiens, minéraux argileux, oxydes et sulfures. Ils occupent de grands accidents tectoniques mettant des roches mantelliques en surface tels des fragments de croûte océanique sous forme d’ophiolites serpentinisée. Ces gisements produisent du cobalt (Bou Azzer, Maroc; Mount Cobalt, Australie), parfois nickel, cobalt (Eastern Metal, Québec); Au et As sont présents, avec des teneurs en Zn, Hg, W et Bi. L’or est parfois économique (Dondo Mobi au Gabon; Berezovo, Oural). L'altération est caractérisée par une forte carbonatation et une silicification au cœur des structures (Leblanc et Billaux, 1982).
L'antimoine est utilisé depuis très longtemps. Dans les pays arabes, il a longtemps servi de pigment cosmétique, le Khôl (d'où Alcool en français). Il s'agit d'un type de gîte important en Europe (BrioudeMassiac, La Lucette, en France) et au Maroc (Tarmilat). Les plus grosses réserves d'antimoine du monde sont situées en Chine (Xikuangshan, au Hunan), dans un vaste domaine correspondant à des intrusions mésozoïques, avec des filons minces et des remplacements. Les gîtes d'antimoine sont souvent encaissés dans des séries sédimentaires, au voisinage de shales noirs. La plupart des gisements connus en Europe et au Québec appartiennent au type filonien (Périchaud, 1980). L'antimoine occupe fréquemment des grandes zones de cisaillement ductile, parfois minéralisés en or comme au Zimbabwe. Les filons antimonifères sont composés de petites structures anastomosées, des formes sigmoïdes conduisant à des corps réguliers, mais discontinus et petits, de quelques milliers de tonnes; les teneurs varient de 5 à 10% Sb. Les filons sont souvent situés dans des zones anticlinales fracturées (Jaillard, 1980). On peut distinguer plusieurs grands types d'association, à stibine, la plus abondante, à sulfoantimoniures (Europe hercynienne, Murchison en Afrique du Sud) et à antimoine natif, rare, mai s connues au Québec (Lac Nicolet) et en Finlande. On observe souvent une succession de stades ferro arsénifères, zincifère et plombo-antimonifères (Munoz et Moelo, 1982). Quartz et barytine sont souvent présents. Le dépôt se produit entre 400 et 280 °C dan s des fluides d’assez faible salinité (2-10% poids NaCl) . L’association à antimoine natif témoigne de conditions particulièrement réductrices qui pourraient être liées à la production de CH 4 dans les zones de métavolcanites serpentinisées (Normand et al., 1996). Les filons à antimoine sont fréquemment entourés d'une auréole de chloritisation.
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Ces gisements auraient été déposés par des fluides à CO 2 et H2O de hautes températures qui présentent des caractères voisins des fluides à W et Au (Bril, 1982). L'origine de l'antimoine reste énigmatique, mais a été cherchée dans les roches encaissantes. Les principaux guides dans le district de Cobalt sont la discordance Archéen/Aphébien ou Aphébien/Hélikien, la proximité des basites, le contrôle structural, les zonalités. A l'échelle régionale, on observe un contrôle fréquent par des strates. La télédétection fournit des cibles à faible coût. La géochimie a montré son efficacité. A l'échelle tactique, on peut utiliser la géochimie sol, ou l'électromagnétisme (VLF). Un moyen rapide de contrôle de la présence de stibine est l'attaque par KOH, qui colore la stibine en jaune vif.
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7. LES GÎTES DU VOLCANISME SOUS-MARIN
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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
7.1 Cadre géologique Les circulations hydrothermales liées au volcanisme sous-marin jouent un rôle fondamental dans l’équilibre thermique et géochimique de la planète : le refroidissement hydrothermal des fonds océaniques dissipe un tiers de la chaleur terrestre, tandis les océans sont recyclés tous les 3 Ma ! Elles jouent également un rôle dans le système océan - atmosphère, le magmatisme océanique et même les processus biologiques. Deux processus physiques provoquent des circulations dans la croûte océanique: sur la ride, le magmatisme provoque une convection forcée, avec des fluides atteignant 350°C, tandis que sur les flancs, une convection libre plus faible se produit entre quelques kilomètres et jusqu'à 1000 km de la ride. Les gisements exhalatifs sulfurés sont le produit de cet hydrothermalisme sub-aquatique, qu'il soit océanique, marin ou lacustre. Le terme d'"exhalatif" désigne l'arrivée de fluides de la lithosphère dans l'hydrosphère (Oftedahl, 1958). Ce type n'est reconnu que depuis le milieu des années 50, sauf au Ja pon et en Norvège où il était connu auparavant. Il correspond à l'association de deux morphologies distinctes: une racine épigénétique et une partie stratiforme, généralement déposée à l’interface avec l’eau. L'importance économique de ces minéralisations est considérable. Les principaux métaux concernés sont le cuivre (10% de la production mondiale), le zinc, le plomb (seulement à partir du Protérozoïque), l'or, la pyrite (exploitée pour le soufre), la barytine, l'étain (Kidd Creek, 700 t/an) et le tungstène. Les gisements peuvent montrer des tailles colossales dépassant 100 Mt. On connaît des gisements de ce type depuis l'Archéen jusqu'à aujourd'hui. Des sources thermales déposant des sulfures sont connues aussi bien au cœur des océans que dans les lacs de s rifts intracontinentaux. Leur contexte tectonique est varié, depuis des gîtes directement associés à des zones de subduction avec un magmatisme andésitique jusqu'à des contextes de rift avec un magmatisme bimodal. On peut distinguer trois types d’environnement géotectonique exprimé par la composition de la pile volcanique :
les gisements en environnement mafique, correspondant à des zones d'accrétion des rifts, fossiles (ophiolites) ou actuels à cuivre dominant ; c’est le type Chypre [ photos], mis en place sous grande tranche d’eau; les gisements associés à un volcanisme bimodal, marquant un contexte d’arc insulaire ou d’arrière arc, à cuivre et zinc ; ce sont les gisements de type Noranda, mis en place à une assez grande profondeur en association avec des roches mafiques, ou les gisements type Kuroko, associés à des dômes felsiques à cuivre, zinc, parfois or, et mis en place au voisinage de la surface ; Hutchinson (1982) y a distingué un type primitif à Zn-Cu (Archéen) et un type à Pb-ZnCu plus récent; Les gisements Sedex (sédimentaire - exhalatif; Carne et Cathro, 1982), avec des encaissants clastiques ou carbonatés et des roches généralement basiques: c’est le type Beshi, Mer Rouge ou Guyamas, associé à des rifts;
60
La morphologie et le contenu minéral des amas sulfurés en contexte volcanique dépendent de la perméabilité, de la composition des volcanites (Cu-Zn des tholéiites - Pb-Zn-Cu-Ag des roches calcoalcalines), de la température et chimie des fluides et de la profondeur de l'eau (Large, 1992). Latéralement et au sommet, les amas passent à des sédiments exhalatifs: cherts ferrugineux souvent rouges (jaspe à magnétite) et chloritites associés, parfois des sulfates (barytine - anhydrite dans les gisements Phanérozoïques) ou du chloritoïde. Les amas sulfurés peuvent passer à des gisements épithermaux s’ils se mettent en place sous une faible tranche d’eau. C’est en particulier le cas pour les gisements associés au volcanisme felsique. Tableau 7.2: Comparaison des gîtes volcanogènes Caractéristiques
Amas sulfurés
Sedex
âge
Depuis l'Archéen
Protérozoïque et Paléozoïque
encaissant
Rhyolites, basaltes, volcanoclastites, exhalites
pélites, shales, carbonates, volcanoclastites, exhalites
environnement
Flancs de volcans sous marins
vallées sous-marines, volcans de boue
partie épigénétique
Stockwerk et remplacement généralement discordants
stockwerk absent ou peu développé; parfois remplacement concordant
partie syngénétique
Massive, en champignon
cuvette ou couches continues
taille moyenne
1- 100 Mt
1 - 200 Mt
contenu
Cu-Zn-(Pb)
Zn-Pb
7.2 Ophiolites à Cu-Zn
Il s'agit de petits gisements de cuivre (<1 Mt de minerai), déposés en contexte ophiolitique, actuels (Atlantique et Pacifique) ou fossiles, dans toutes les ophiolites : Chypre [ photos], Oman [ photos], Turquie, Philippines, Terre-Neuve etc. Les amas apparaissent au sommet de pile volcanique comprenant des gabbros, des complexes de dykes et des volcanites avec des faciès en coussins. Il peut y avoir plusieurs niveaux de volcanites (Chypre). La majeure partie des minéralisations est située dans les 200 m du graben d’accrétion (Hékinian et Fouquet, 1983). Les gisements sont souvent contrôlés par des failles normales actives pendant le volcanisme. Ces gisements présentent une zonalité verticale très nette, depuis la profondeur vers la surface. La zone de stockwerk à chalcopyrite, sphalérite est disséminée en profondeur, plus fissurale vers la surface. Elle est surmontée par une zone siliceuse à Au et Cu (remplacement et griffon), à fragments de pyrite dans une matrice de calcédoine. Enfin au sommet se forment des constructions hydrothermales. Les gîtes anciens ont souvent une allure de cuvette tandis que ceux formés actuellement forment des monts hydrothermaux, d'un diamètre de 1 à 25 m. Les gîtes actuels montrent des cheminées : fumeurs noirs à haute température déposant pyrite, marcasite, wurzite, sphalérite, anhydrite, chalcopyrite, bornite ; fumeurs blancs vers 200°C déposant barytine et opale. Une faune et une flore particulière leur sont associées. Les minerais des gîtes anciens sont massifs, parfois colloformes, bréchiques. Ils sont parcourus de tubes de vers, de 1 à 5 mm de diamètre. Les plus fortes teneurs en or sont associées à des circulations tardives (<300°C), riches en sulfures, fréquemment à barytine, silice amorphe et sphalérite. La magnétite est parfois présente. Une zone d'oxydation de cherts à goethite, montmorillonite, oxydes et sulfures de Cu, Zn ou ocres se développe au sommet. A plus basse température, les sources déposent du fer amorphe, de la vivianite, de l'aragonite et de la kaolinite (Tahiti).
61
L’altération se manifeste à une grande profondeur sous les zones minéralisées. A la base de la séquence plutonique, on observe une altération à zoïsite - épidote témoignant de la convection d'eaux marines après la formation des chambres magmatiques (Erzinger, 1989) ; les basaltes sont hydratés, conduisant à la formation de minéraux comme les amphiboles, les chlorites, les épidotes et les serpentines. L'oxygène est fixé dans la magnétite et l'hématite. Dans le complexe de dykes, on observe épidote, albite et quartz et des sulfures (Cu, Ni) qui ne forment pas de concentrations économiques. Prehnite et calcite sont tardifs. Au voisinage des minéralisations s'observe une altération formant un pipe de 200 m de diamètre (Chypre [ photos]) avec silice, chlorite, pyrite, au cœur, puis quartz - chlorite magnésienne et montmorillonite en périphérie. La formation des amas actuels s'accompagne d'une transformation de la matière organique préexistante, avec formation de condensats et des naphtènes. Ces gisements sont formés par la circulation convective d'eau de mer dans la croûte océanique. Les métaux proviendraient des basaltes, des sédiments ou du fractionnement de la chambre magmatique sous-jacente. Le fluide impliqué dans ces circulations est de l'eau de mer transformée : acide, appauvrie en Mg et SO4, enrichie en SiO 2, Ca, H2S et métaux, parfois très saline. Les sulfates et carbonates précipitent sous forme d'anhydrite, pyrite et calcite. Le basalte est enrichi en Na, K, Mg, U et Rb ; la silice et les métaux de transition (Fe, Mn, Cu, Zn et Ag) sont lessivés. Il y a interaction avec les gabbros vers 350-400°C, 400-500 bars, au voisinage des chambres magmatiques. Les fluides remontent par les failles du rift. Les températures d'émission sont de 270-350°C ; en fonction de sa densité, le fluide formera un panache ou ira sédimenter dans des cuvettes. La durée de vie de ces systèmes serait de 1000 à 10 000 ans. On recherchera ces gisements à l'interface entre les volcanites et les sédiments, dans des zones de failles actives, montrant des altérations. La partie sulfurée est souvent effondrée par rapport au gossan. Latéralement, la puissance et la géochimie des dépôts de cherts ferrugineux peuvent focaliser la prospection. Ces sulfures massifs sont bien visibles en électromagnétisme. Ils peuvent parfois être recoupés par un essai de dykes qui diluent le minerai (Lasaill [ photos], Oman).
7.3 Volcanisme bi-modal à Pb-Zn-Cu
Les gisements associés au volcanisme acide - basique forment les plus grosses concentrations de sulfures massifs. On en connaît depuis l'Archéen. La ceinture Sud-Ibérique par exemple a produit 280 Mt à 46% S, 0,7% Cu, 4% Pb+Zn, 0,8 g/t Au et 30 g/t Ag et disposerait d’un potentiel de plus de 1700 Mt (Leistel et al., 1998). De petits équivalents actuels sont connus dans les arrières-arcs du Pacifique (fosse des Marianes, bassin de Lau et d'Okinawa) et les Iles Éoliennes, au nord de la Sicile.
Tableau 7.3 Type
7
Nom
7.3 Ascott. Weedon
District
Québec
Pays
Canada
7.3 7 Avoca .
Irlande
7.3 Bathurst 7 . n°12
M. Brunswic Canada k
~
Tonnag Teneu Substanc Autre Age e r e substanc encaissant TV Mt principal e e ~
~
Cu
~
Divers
Ordovicien ~
21
0.6
Cu
Avec Ag. Carbonat Au et Ordovicien e pyrite
161
~
Cu-ZnPb
~
62
Ordovicien ~
7
7.3 Boliden .
7.3 . 7.3 7 . 7.3 7 . 7.3 7 . 7
7
~
Suède
8.5
1.4
Cu
0.9% Zn. 0.3% Pb Protérozoïqu Surface et 15.5 e g/t Au
Chessy
Beaujolai France s
8
2.5
Cu
7.7 % Zn Dévonien
Douar Al Hajar
~
Maroc
15
~
Zn
Cu
Carbonifère ~
Eskay Creek BC
Canada
1
65.4
Au
~
Jurassique
Flin Flon
Canada
62.9
2.2
Cu
4.1 % Zn
Protérozoïqu ~ e Archéen
Protérozoïqu ~ e
7.3 Isle Dieu .
Canada
Québec
7.3 Jerome Arizona . Kurokos 7.3 7 (Matsumine ~ . ) 7
Canada
2.7
18.66 Zn
1.06% Cu. 83 g/t Ag. 0.51 g/t Au
USA
100
~
Zn
Japon
30
Cu
Zn
0.39
Cu
~
Cu
~
Zn+Cu
~
Cu
Cu
~
Portugal 80
3.12
7
7.3 Noranda . Horne
Québec
Canada
1.16 Cu Mt Cu
7
7.3 Perkoa .
~
Burkina5.6 Faso
7
7.3 Rio Tinto .
Andalousi Espagne 334.5 e
7
7.3 Timmins Ontario . Kidd Creek
7 7.4 Akjoujt
Inchiri
Canada
40
Norvège ~
Canada
138.5
Mauritani 24
~
18.2
2.4
7.3 Neves. Corvo
7 7.3 Selbaie Québec 7.3 7 Stekkenjok ~ .
~
3.6% Zn; 1 % Pb. Miocène ~ 0.5g/t Au 0.74%Pb . 4.11% Zn. 37 Atteint Carbonifère g/t Ag. et 200 Mt 0.22% Sn 279 t Au et 613 t Archéen ~ Ag Protérozoïqu ~ ~ e 0.12 %Pb. 0.34%Zn Carbonifère ~ . 22 g/t Ag. 0.36 g/t Au Zn Archéen ~
7
53
~
2.4
Cu
2.1
Cu
63
~
~
6.5 % Zn. 0.23 % Pb. Archéen ~ 0.15 % Sn et 90 g/t Ag 1 g/t Au Protérozoiqu 250 ppm
7 7.4 Almadén 7 7.4 Arrens 7 7.4 Atlantis II 7 7.4 Beshi 7 7.4 Bleida
e ~ Espagne 25 Pyrénnés France ~ Mer Rouge ~ AntiAtlas
1 ~
Hg ~ celsianite ~
Arabie
91
2
Zn
Japon
33
2.5
Cu
Maroc
~
~
7 7.4 Broken Hill NSW
Australie 85
17.1
7 7.4 Changba 7 7.4 Cirque
~ BC
~ ~
~ 10
7 7.4 Gamsberg
~
150
7.4
7 7.4 Magcobar McArthur 7 7.4 River
~
Chine Canada Afrique du Sud Irlande
5
85
NWT
Australie 47
15.7
~
Allemagn 60 e
10
7 7.4 Meggen
Zn
~
Australie 89
5.9
Pb
7 7.4 Navan
~
Irlande
80
10
Zn
7 7.4 Outokumpu ~
Finlande 31
3.5
Cu
Rammelsber ~ g
Allemagn 30 e
19
Zn
USA
7 7.4 Red Dog
Alaska
52.2
19.5
7 7.4 Renison
Tasmanie Australie 150 Massif armoricai France 100 n
1.27
7 7.4 Sullivan
BC
Canada
155
6.6
7 7.4 Tynagh
~
Irlande
13
4.9
7 7.4 ~
Arkansas USA
~
~
7 7.4 Rouez
~
64
Actuel
Co quartzite ~ 41 g/t Ag. poids sec ~
20 g/t Ag Tertiaire Protérozoïqu Cu ~ ~ e 70 g/t Ag Protérozoïqu Zn 5% Pb - 300 Mt e total Pb-Zn ~ Dévonien ~ Pb-Zn 4g/t Ag. Dévonien barytine 0.55% Protérozoïqu Zn ~ Pb e barytine ~ Carbonifère ~ Protérozoïqu Zn 6.5% Pb 66 g/t Ag e
7 7.4 Mount Isa
7 7.4
0.46% Pb.
e sup. Silurien Dévonien
1.3% Pb Dévonien
barytine
149 g/t Protérozoïqu Ag. 6.8% Zn e 3.3% Cu (225 Mt) 3.5 g/t 2.6% Pb Carbonifère Ag 0.12% Protérozoiqu 0.5% Zn Co. 1 g/t e Au 9% Pb
Dévonien
~
100 g/t Ag Sn ~ ~ ~ zone Protérozoïqu Au ~ supergen e e Protérozoïqu Pb 5.7% Zn 60 g/t Ag e 30.6 g/t Pb 4.5% Zn Carbonifère Ag. 0.3 % Cu barytine ~ ~ ~ Zn
5.3% Pb. ~
Ces gisements apparaissent généralement dans tous les contextes de volcanisme sous-marin, en particulier dans les arcs insulaires, les primes d'accrétion ou les bassins d’arrière arc. La partie concordante est de forme lenticulaire, pouvant atteindre un diamètre de quelques centaines de mètres, formant un monticule en relief, parfois en champignon sur la surface des volcanites. Le minerai massif (>50% de sulfures) montre fréquemment une zonalité, avec de la chalcopyrite et de la pyrrhotine à la base et un minerai plus lité, à pyrite, sphalérite et galène au sommet, passant à des sédiments parfois graphiteux. La magnétite peut être abondante, souvent tardive. L’or se situe à la base ou au so mmet des amas, souvent avec la silice (Hutchinson, 1990). L'argent est parfois abondant. La racine épigénétique est constituée de filonnets de sulfures dans une zone fortement altérée. Elle est souvent peu minéralisée. Il existe cependant des cas où c’est la racine qui est économique (Isle Dieu, Selbaie [ photos] dans la ceinture Nord de l’Abitibi). Ces stockwerks présentent parfois une paragenèse distincte de celle des sulfures massifs, plus riches en Bi, Co et Te dans la ceinture Sud-Ibérique. On peut distinguer deux grands types d'association suivant la nature des roches volcaniques directement sous-jacentes : un pôle mafique, à Cu-Zn, et un pôle felsique, à Zn-Cu-(Pb) (Franklin, 1986). Dans les roches mafiques, les gisements sont associés à des arrêts du volcanisme marqués par de fins niveaux de chert, parfois du manganèse (Joma [ photos]) en Norvège, Noranda en Abitibi); la minéralisation se met en place sous une profondeur d’eau de plus de 500m, dans des grabens, à l’intersection avec des failles syn-volcaniques. Les altérations forment des pipes d'altération circulaires sous les amas sulfurés, pouvant s'étendre en suivant des fractures jusqu'à un kilomètre de profondeur. Ils montrent un cœur bien défini enrichi en magnésium et fer, et lessivé en silice et sodium (chlorite magnésienne, parfois talc), et une auréole à séricite, avec parfois une augmentation en K 2O. On observe une mobilité de Zr et des terres rares. La pile volcanique sous-jacente (200-1000 m) est le lieu d'une silicification sub-concordante qui peut localement transformer en apparence une andésite en rhyolite. Cette altération est zonée, avec de l'épidote en bordure passant à une altération à grenat et chlorite (biotite - staurolite) sous l'amas (Skirrow et Franklin, 1994). Dans les roches felsiques, les gisements sont associés aux bordures de dômes de rhyolites bréchiques silicifiées, des sills pépéritiques, parfois dans des caldeiras résurgentes (Kuroko au Japon; Mattabi en Abitibi, ceinture sud-ibérique - Morton et Franklin, 1987). Ils peuvent être aussi encaissés dans les sédiments associés, tels les shales noirs dans la ceinture Sud-Ibérique. Les roches volcaniques sont souvent vésiculaires, indiquant une faible profondeur de mise en place, parfois marquée par des dépôts de carbonates (Selbaie [ photos] , Abitibi). Les amas peuvent être riches en étain, sous forme de cassitérite ou de stannite (Kidd Creek, Neves- Corvo) ou en or (Eskay Creek). Les altérations s’étalent plus largement sous l’amas et les pipes d’altération sont alors moins bien définies, jusqu’à 1 km de diamètre en Espagne. Elles montrent une zone silicifié e à séricite au cœur et chlorite - séricite en périphérie (Chiron, 1978; Ohmoto et Skinner, 1983; Leistel et al., 1998). La perte de masse peut atteindre 60% en poids, avec un départ important du sodium et du calcium (MacLean, 1990). Elles comprennent des carbonates et des silicates d'alumine (chloritoïde, andalousite, disthène, pyrophyllite). L’altération semi-concordante comprend également des carbonates. Si l’ensemble volcanique devient émergent, la minéralisation présente un caractère superficiel à tendance épithermal, avec des veines minéralisées et un enrichissement en or (mine Horne à Noranda, Bousquet, Boliden ; Sillitoe et al., 1996); ils montrent une association à pyrite et minéraux de cuivre (bornite, énargite, covellite) avec une altération acide hyper-alumineuse. Les gisements archéens ne contiennent généralement pas de plomb, mais plus de pyrrhotine et magnétite. Ces gisements sont formés par la convection d'eau de mer mélangée avec des fluides magmatiques ainsi que le montrent les systèmes hydrothermaux actuels (ride Est- Pacifique, bassin d’Okinawa, mer de Bismark, lies éoliennes). On estime la profondeur des magmas sous- jacents à moins d’un kilomètre, mais la source thermique profonde peut correspondre à un point chaud, marqué par des roches mafiques (komatiites à Kidd Creek). Le pipe d’altération riche en magnésium est due au lessivage intense et à l’infiltration d’eaux océaniques. La zone d’altération subconcordante profonde marque un aquifère de recharge dans la pile volcanique. Les volumes lessivés atteindraient 20 km 3. Plusieurs modèles de dépôt 65
ont été proposés: dépôt distal dans des cuvettes, sédimentation d’un fluide hydrothermal dense, cuvette remplie par le fond, construction d'amas coalescents, remplacements (Lydon, 1988). Le minerai massif est interprété comme s’étant déposé sur le fond sous-marin, mais peut aussi correspondre à un remplacement local de niveaux perméables dans la pile volcanique proche de la surface (Espagne, Abitibi, Tasmanie). Un arrêt du volcanisme et une sédimentation limitée constituent des facteurs favorables. La construction de l'amas se ferait d'abord à température croissante (Large, 1992), avec la formation de l’amas, des remplacements à la base (souvent riche en cuivre), puis par dépôts stratifiés à température décroissante au sommet. Des explosions brutales de fluides (superplume) ont été observées dans les systèmes actuels, ce qui provoquent des bréchifications. Les gisements sont fréquemment affectés par le métamorphisme et la tectonique. On observe alors une recristallisation des minéraux, un accroissement de la taille du grain des sulfures, la transformation de la pyrite en pyrrhotine au stade prograde, des concentrations dans les charnières ou le long de linéation d'étirement (Vokes, 1991; Gauthier, 1994). Le métamorphisme de contact produit par les intrusions conduit à des assemblages particuliers dans les zones d’altération hydrothermale: l'anthophylite apparaît dans la zone chloritisée, la hornblende conduit à une roche tachetée, la dalmatianite, issue de la rétromorphose de porphyroblastes de cordiérite en biotite et chlorite. Le lessivage intense conduit à la formation de minéraux alumineux lors du métamorphisme (andalousite, bien visible avec une lampe UV onde courte, grenat alumineux, roche à cordiérite/ anthophylite/ sulfures (= CAS). La prospection régionale est basée sur la géophysique aéroportée dans un contexte volcano-sédimentaire favorable (fin de cycle volcanique, pétrologie des roches volcaniques, zones mobiles sous-marines, en environnement de rift ou de bassin de transtension). La géochimie multi-élémentaire régionale permet de détecter les minéralisations aussi bien en roches que dans les sédiments de ruisseau. Les gisements forment généralement des chapelets, souvent avec une périodicité d e l’ordre de 2 km due à la taille des cellules de convection. La gravimétrie et la géochimie des altérations permettent de repérer des gisements profonds (Leca, 1985). Les méthodes électriques et électromagnétiques sont efficaces (Strauss et al., 1977). La géophysique de forage est très utile (Deep EM). Plus localement peuvent apparaître des anomalies géochimiques dans les tufs. On recherchera l'intersection entre des interfaces volcaniques et des zones de failles actives (changement de faciès ou de puissance, intrusions, altérations), des niveaux exhalatifs (cherts, chloritites). On a également utilisé la géochimie du mercure dans les sols, et le rapport Co/Ni, plus élevé près des pipes.
7.4 Gîtes de type sedex
Il s'agit de gisements très importants sur le plan économique, tantôt pour le plomb et le zinc, tantôt pour la barytine, avec parfois cuivre et argent, dans des environnements sédimentaires ou volcanosédimentaires (Klau et Large, 1980; Large, 1980). On en connaît à toutes les époques et dans tous les faciès métamorphiques, mais ils sont particulièrement importants au Protérozoïque et s'éteignent quasiment au Carbonifère. Cette distribution temporelle correspondrait à la constitution du stock de soufre dans les océans après le retrait du fer par les formations de fer et l'établissement d'océans stratifiés avec des eaux basales réductrices au cours du Protérozoïque et du Paléozoïque (Sangster, 1990). Leur abondance particulière autour de 1,7 Ga a aussi été mise en relation avec la rupture du supercontinent Protérozoïque (Hutchinson, 1982; Yong 1992). Ces gisements sont exploités à tous les niveaux structuraux de la croûte continentale. Voir les exemples de ce type (type 7.4) dans le tableau principal du présent chapitre. Les gîtes de type sedex apparaissent souvent en milieu de plate -forme. La sédimentation y est peu profonde et de faible énergie, souvent anoxique: argilites carbonées, carbonates dolomitiques, anhydrite. De soudaines passées clastiques peuvent témoigner d'une instabilité sédimentaire. En règle générale, les gîtes sont enracinés sur les accidents synsédimentaires. Des biseaux sédimentaires et des brèches intraformationnelles peuvent en indiquer la présence. Ces failles sont généralement normales. Elles 66
peuvent rejouer par la suite ce qui peut en oblitérer la nature première. Le volcanisme peut être très lointain, marqué par des tufs. La partie épigénétique comprend des brèches et stockwerks à sphalérite, galène, chalcopyrite et pyrite le long de structures cassantes; cette partie est souvent peu développée, voire tout à fait absente. A Mt Isa, un important gîte de cuivre a été parfois interprété comme la racine d'un gîte Sedex, mais cette origine est discutée. La partie syngénétique est un amas sulfuré stratiforme continu, présentant une zonalité avec des sulfures au cœur et des sulfates ou des oxydes en périphérie, pas sant en particulier à des formations de fer. Cette zone minéralisée est généralement la mieux développée et peut atteindre plusieurs dizaines de mètres de puissance et deux kilomètres de long. On observe fréquemment plusieurs niveaux (5 à Broken Hill par exemple) plus ou moins lenticulaires. Les caractéristiques primaires de ces amas pourront être considérablement oblitérées par la déformation et le métamorphisme. L'association minéralogique comprend galène, sphalérite, des minéraux d'argent, pyrite, pyrrhotine, parfois chalcopyrite; ces minéraux dessinent un litage marqué. Des minéraux de baryum (barytine à grain fin, parfois la celsianite) et de manganèse (rhodonite, rhodochrosite) forment souvent un rubanement concordant et des rhytmites. On a observé des cheminées hydrothermales dans un gisement de barytine irlandais (Silvermines-Ballynoe). Les cherts sont fréquents. La tourmaline et la chlorite peuvent être très abondantes. De l’anhydrite d’origine évaporitique reste présente à Balmat -Edward (état de New York, USA), dans le faciès amphibolite supérieur. Une zonalité comprend Cu-Pb-Zn-(Ba) dans les sens verticaux et horizontaux. La pyrite dessine parfois une enveloppe externe. Cd, Au, Sb, Co peuvent constituer des sous-produits valorisables. Les gisements en faciès métamorphique profonds (Broken Hill) sont encaissés dans des gneiss à grenat manganèsifère. L'altération associée à ce type d'amas se développe parfois au toit et au mur des amas. Il s'agit surtout de silicification et d'albitisation; ces altérations sont parfois contemporaines de la déformation. Des tourmalinisations peuvent également se développer, soit sous l'amas (450 m à Sullivan), soit latéralement sous forme de remplacements métasomatiques de tourmaline très fine. Ces gisements sont le fruit de circulations hydrothermales sous-marines, convectives, se mélangeant au voisinage de la surface avec des eaux plus riches en soufre. Le milieu marin montre souvent des indices d'une stratification des eaux. Les sulfures se déposeraient dans des zones anaérobiques tandis que les sulfates correspondraient à des dépôts d’eaux un peu plus oxydantes. Plusieurs sources thermales déposent ce type de minéralisation de nos jours; les exemples les mieux connus sont ceux d'Atlantis II, en Mer Rouge (Pouit, 1988). Les dépôts sont constitués de sédiments multicolores à grain fin, avec de la montmorillonite ferrifère, goethite, manganite, manganosidérite et sulfures (pyrite, sphalérite, chalcopyrite). Les sources thermales de la Mer Noire, associées à des volcans de boue constituent des analogues en milieu sédimentaire, sans volcanisme (Slack et al., 1998). La nature des métaux et parfois de l’encaissant rapprochent les gisements de type Sedex des amas plombo -zincifères diagénétiques de la Vallée du Mississippi et des modèles à dominante épigénétique ont parfois été proposées (Sangster, 1990). Certains gisements comme Navan (Irlande) montrent des caractères ambigus dus à une mise en place au stage diagénétique. La source des éléments a été recherchée dans les séries sous-jacentes, souvent riches en évaporites et susceptible de produire des fluides riches en métaux comme à Salton Sea (Californie). Il existe de nombreuses variantes de ces gisements, suivant la nature de la minéralisation et de l'encaissant. Ainsi, des concentrations riches en tungstène (Felbertal, Autriche; 2,23 Mt à 0,67% WO 3), ou en or sont encaissées dans les schistes graphiteux, avec des niveaux d'amphibolite (Höll, 1975; Cheilletz, 1988). Ces gisements pourraient être l’équivalent des dépôts observés actuellement dans les lacs hypersalins des rifts continentaux (Plimer, 1994). Le gîte de mercure d'Almadén [ photos], en Espagne (Saupé, 1973), la plus grosse concentration de mercure du monde est co nstituée d'un niveau de quartzite d’âge silurien. La minéralisation en cinabre et mercure natif est située au voisinage de volcanites basiques alcalines à caractère explosif synsédimentaire. La minéralisation se serait mise en place au cours de circulations exhalatives diagénétiques (Ortega et Hernandez, 1992). 67
Les gisements de cuivre-pyrite de type Besshi (Japon) sont caractérisés par un environnement sédimentaire clastique (métapélite à métagreywacke), avec des volcanites mafiques tholéiitiques. Leur taille moyenne est de 1,3 Mt à 1,43% Cu. Ils sont associés à des horizons particuliers, avec du quartz, de la magnétite, de grenat spersartine, de la tourmaline, de la chlorite et de la séricite, des plagioclases sodiques et des carbonates (Sawkins, 1976). Des concentrations de graphite sont connues localement. Ces roches particulières sont interprétées comme des exhalites ou des zones d'altération. Des gisements de ce type sont connus au faciès amphibolite en Namibie (Matchless), en Finlande (Outokumpu) et au faciès schiste vert au Québec (Fox, 1984) et au Kenya. Ce type de gisement se dépose actuellement dans les rides océaniques couvertes de sédiments: fossé d’Escanaba, ride Juan de Fuca, bassin de Guaymas dans le golf de Californie (Rona, 1988). Dans ce dernier secteur, le fond océanique est recouvert par 500 m de sédiments turbides et hémipélagiques, avec des dykes mafiques. La minéralisation comprend pyrrhotine, marcasite, barytine, isocubanite, chalcopyrite, sphalérite en ordre décroissant d'abondance. Il existe deux types de fluides hydrothermaux, l’un profond, responsable de circulations de hautes températures (>300°C), l’autre plus superficiel, de plus basses températures (<200°C) et provoqué par l’intrusion des sills (Magenheim et Gieskes, 1992). Les fl uides débouchent sur le fond marin par des cheminées hydrothermales et par percolation dans les sédiments, arrivant en surface dans des zones marquées par d’abondantes bactéries oxydantes. Ces processus et la réaction avec la matière organique provoquent la formation d’hydrocarbures. Beaucoup de ces gisements ont été découverts par leur gossan ou la géochimie. Le volcanisme est très discret. Ce type d'amas est difficile à détecter par géophysique car la sphalérite est souvent le sulfure prédominant; la P.P a permis de délimiter Navan. Quant la magnétite est présente (Gamsberg), l'aéromagnétisme est le principal outil. La géochimie (ruisseau, sol, traçage de blocs erratiques glaciaires, géobotanique) répond bien autant en terrain déformé que non déformé. Les halos latéraux importants à Ba et Mn sont utilisés. On peut chercher les failles syn-sédimentaires en télédétection. La remobilisation des amas sulfurés dans les charnières de pli est à la fois une difficulté et un atout pour la prospection, la recristallisation métamorphique facilitant le traitement minéralurgique.
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8. LES GITES SEDIMENTAIRES
81. Cadre géologique 82. Formations de fer (BIF) 83. Gisements de manganèse 84. Gisements de cuivre dans les pélites 85. Grès à uranium 86. Gisements à Pb-Zn-F dans les couvertures sédimentaires 87. Filons en extension à fluorine, barytine et Pb-Zn
8.1 Cadre géologique
Les marges passives type Atlantique sont caractérisées par l'absence de mouvement relatif entre un continent et un fond océanique. On limitera ici les gisements à ceux formés sur la croûte continentale, lors des stades initiaux de fonctionnement; ceux formés après la formation de croûte océanique sont traités au chapitre 7. Il s'agit donc de bordures d'anciens bassins sédimentaires, plates-formes qui frangent les anciens continents. Les bassins constituent de grands réservoirs d'eaux et de matière organique, tant dans le bassin lui-même que dans les nappes aquifères et le soubassement (Westbrooke et al., 1987). On distingue deux grandes familles de minéralisations associées aux bassins sédimentaires: des minéralisations syngénétiques, contemporaines de la sédimentation au
fond du bassin. Il s'agit principalement des gisements de fer et de manganèse, associés à des variations des conditions d’oxydoréduction; des minéralisations dia- à épigénétiques, associées à des circulations tardives dans le bassin.
Ces circulations présentent des variations de sens au cours de l'histoire du bassin: les fluides ont 70
un déplacement centrifuge au stade juvénile des bassins, mais centripète lors de leur maturité. Les gîtes minéraux pourront être encaissés dans des grès, des pellites, des carbonates et des shales. Il s'agit surtout de gîtes à métaux de base et uranium (Bouladon et De Graciansky, 1985). Ils sont traités au chapitre 9. Une extension continentale s'accompagne du jeux de failles normales au voisinage de la surface pouvant passer à des détachements transcrustaux. Un hydrothermalisme lui est associé, conduisant au dépôt de minéralisations en Cu-Pb-Zn-Ag-Au et fluorine et barytine (Jébrak, 1984).
8.2 Formations de fer (BIF)
Une formation de fer est composée de roches sédimentaires d'origine chimique, finement litées ou laminées, contenant au moins 15% de fer d'origine sédimentaire et très souvent, des cherts très fins (moins de 50 m à 3 cm) (James et Trendall, 1982). On utilise également les termes de Banded Iron Formation (BIF), de taconites ou d'itabirites. On observe plus rarement des textures granulaires à oolithiques. Deux faciès alternent: à la base, des textures granulaires, cherteuses, à pellets, au sommet, des faciès laminés, avec des carbonates et un rubanement plus fin. Gross (1980) a distingué deux types: le type Lac Supérieur, à caractère sédimentaire épicontinental et le type Algoma (le quart de la production), dans des ceintures mobiles. Il existe en outre des gisements de fer oolithique (Tableau 8.2) Les deux premiers types sont enrichis à l'occasion d'altérations supergènes pour donner des gîtes plus riches, atteignant 50-65% Fe. Ces concentrations en fer sont connues depuis l'Archéen, mais l'essentiel de la production provient du Protérozoïque inférieur (2300 et 1900 Ma). Les formations de fer constituent 90% des réserves et de la production de fer dans le monde. Ces minerais sont toujours siliceux (Fe/Si = 0,7), riches en aluminium et en phosphore (élément pénalisant), parfois en manganèse.
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Figure 8.1 : Le Labrador et ses formations de
Figure 8.2 : Evolution des formations de fer au cours 71
fer.
du métamorphisme.
Elles forment des unités de minerais mesurant de 30-150 m de puissance, sur plusieurs kilomètres, avec une grande continuité latérale, jusqu'à 1000 km de long (Labrador; figure 8.1). La taille des gisements est colossale de 1 à 10 0000 Mt (Krivoi Rog, URSS / Hamersley [ photos], Australie) et dépend de la teneur de coupure. Les mines australiennes présentent une taille de 900 à 1700 Mt, avec une réserve totale de 27,8 Gt d'un minerai supérieur à 55% Fe. En Mauritanie, les gisements de Zouérat ont produit 300 Mt de fer à partir d’un minerai à haute teneur (60%) dans des quartzites Protérozoïques et à basse teneur (37%) à partir de cherts d’âge Archéen. Ces unités sont souvent plissées, ce qui entraînent des surpuissances favorables sur le plan économique.
Tableau 8.1 Type
Nom
District
Pays
Tonnag Teneu Substan Autre Age e r ce substanc encaissant TV Mt principa e le Archéen et Mauritan 8 8.1 Zouérat Reguibat ~ 35 Fe ~ Protérozoiq ie ue 8 8.1 Carajas N4 Amazonie Brésil 18000 ~ ~ ~ Archéen 8.1 Protérozoiq 8 Homestake Dakota USA 128 6.5 Au ~ B ue 8.1 Passsagem Minas Protérozoiq 8 Brésil 8 8 Au ~ B de Mariana gerais ue 8.1 Minas Protérozoiq 8 Caue Brésil ~ ~ Au Pd B gerais ue 8.1 Minas Protérozoiq 8 Cuiaba Brésil ~ 6 Au ~ B Gerais ue 8.1 Morho Minas 250 t Protérozoiq 8 Brésil 24 Au ~ B Velho Gerais Au ue 8.1 Protérozoiq 8 Loulo Kenieba Mali 15 5 Au ~ B ue < Pine 8.1 Cosmopolit Protérozoiq 8 Creek. Australie 4.1 2.2 Au ~ B an Howley ue NWT 8.1 Protérozoiq 8 Obuasi ~ Ghana ~ ~ ~ ~ B ue 8.1 Protérozoiq 8 Lupin NWT Canada 9 12 Au ~ B ue 8.1 8 Moto Nord-Est Zaïre ~ ~ ~ ~ Archéen B 8 8.3 Bou Arfa ~ Maroc ~ ~ ~ ~ Lias Anti8 8.3 Imini Maroc 7.5 72 MnO ~ Crétacé Atlas Appalach 8 8.3 ~ USA ~ ~ ~ ~ Cambrien es du Sud 8 8.3 Batesville Arkansas USA ~ ~ ~ ~ Ordovicien 72
Divers
~ ~ ~ Tourmali ne BIF ~ ~ Tourmali ne Tourmali ne ~ ~ ~ ~ ~ ~ ~
Chamberlai n 8 8.3 Chiatura 8 8.3 Cuba 8 8.3
8 8.3
Groote Eyland
8 8.3 Kalahari
Dakota du Sud ~ ~ Northern Territorie s ~
8 8.3 Nikopol ~ Sierra 8 8.3 ~ Madre 8 8.3 Um Bogma Sinai
USA
~
~
~
~
Crétacé
~
Géorgie ~ Cuba ~
~ ~
~ ~
~ ~
Oligocène Eocène
~ ~
Australie ~
~
~
~
Crétacé
~
Botwana 4194
31
Mn
~
Ukraine 400
5
Mn
~
75 % Protérozoïq ressources ue mondiales Oligocène ~
Mexique 30
0.27
~
~
~
~
Israël
~
~
~
~
~
~
Les zonalités régionales sont souvent très nettes. On distingue plusieurs faciès: oxydé (hématite et magnétite) près des marges du bassin, silicaté en position plus interne, sulfuré et carbonaté en zone interne. La profondeur de dépôt varierait entre 200 m et moins de 100 m (Isley, 1995). Les assemblages minéraux sont complexes et dépendent en grande partie du degré du métamorphisme régional. Le fer se présente sous forme d’hématite, de magnétite et de silicates tels la greenalite (Fe 6Si4O10(OH)8), le stilpnomélane (Fe 3Si4O10 (OH)2). On observe également de la goethite et des minéraux de Mn (pyrolusite, manganite, hollandite) pouvant parfois constituer des concentrations économiques. Le métamorphisme provoque une augmentation de la taille du grain et modifie la paragenèse: minnésotaite, puis grunérite et cummingtonite, enfin ferrohyperstène et hédenbergite (figure 8.2; Morris, 1985). L'altération des contextes tropicaux peut lessiver les concentrations primaires et produire alors un minerai susceptible d'être envoyé directement vers les aciéries: le départ de la silice atteint parfois 90%. Le seul faciès enrichi est le faciès oxydé où l'altération se développe plus rapidement, avec trois faciès: (1) à la base, la formation de fer enrichie, ou minerai bleu à hématite (48,7% Fe); (2) le minerai intermédiaire à hématite-goethite est friable et peut être très épais (350 m à Carajas): c'est la zone la plus riche (63,3% Fe); (3) la croûte supérieure, ou canga, poreuse et bréchique, à éléments cimentés par de la limonite. La genèse des formations de fer doit être replacée dans son contexte au début du Protérozoïque: c'est l'époque des premiers grands bassins, les tout début de la vie, la première atmosphère oxydante: les formations de fer apparaissent juste avant les premiers calcaires, alors que l'océan est en voie d'oxydation du fait du fonctionnement de bactéries photosynthétiques. Plusieurs modèles génétiques ont été proposés. Les modèles sédimentaires font appel soit à des courants de fond qui remonteraient vers des plates-formes continentales étendues et très stables des eaux anoxiques et acides riches en Si, Fe et Mn, soit à des apports fluviatiles (Dimroth, 1977). On a ainsi relié parfois l’alternance fer - silice à une alternance climatique (eaux chaudes oxydantes, eaux froides), mais ce modèle est contredit par des arguments géochronologiques. Les modèles hydrothermaux suggèrent un enrichissement en fer et silice liés à des eaux hydrothermales dans des bassins anoxiques profonds. Le mélange de ces eaux avec les eaux de surface lors de décharge hydrothermale produirait un dépôt, avec séparation gravitationnelle des éléments. Les gîtes de type Algoma sont plus petits et associés à des activités volcaniques, souvent mis en place entre 3,4 et 2,9 Ga. Les teneurs sont de l'ordre de 25% Fe (15-45%), avec parfois du manganèse au Paléozoïque (10-40%), avec un peu d'or (170 ppb). Les exemples classiques sont les mines de Wawa et Adams, dans le district de Kirkland Lake (Ontario); des gîtes similaires sont connus au Nouveau Brunswick et en l'Inde. ils contiennent plus de sulfures, dans des shales, des volcanites, ou des roches 73
détritiques. Les minéralisations forment des couches puissantes (100 m), avec une association à magnétite, hématite, sidérite magnésienne, pyrite, pyrrhotine, chert, quartz, silicates et carbonates de fer, chlorite, amphibole, biotite, feldspath, chalcopyrite. On observe de l'apatite et du grenat spersatite dans ces formations de fer, soit au sommet des sulfures, soit en équivalent latéral. Ces formations de fer sont parfois associées ou enrichies à des métaux de base (Cu, Pb, Zn, W) tel qu’à Navan (Irlande), Pegmont et Broken Hill (Australie). Les formations de fer seraient issues de la recristallisation de silice colloïdale et de fer tel qu'il s'en dépose actuellement en petites quantités autour de volcan (Santorin, Grèce; Holm, 1989) et associés à des diapirs de sel dans des bassins: golfe du Mexique, Lac Baikal (Aharon et al., 1992; Shanks et Callender, 1992). Des bactéries filamenteuses contribuent à la précipitation (Duhig et al., 1992). Les dépôts volcanogènes peuvent avoir une texture oolithique (Heikoop et al., 1996). On peut également passer à des concentrations en manganèse connues au sommet des amas sulfurés (Chypre [ photos] ou des minéralisations de type Sedex (Mer Rouge). Les monts hydrothermaux actuels du Pacifique sont parfois composés de sédiments carbonatés enrichis en Fe et Mn, recouverts par des couches de nontronite et des oxydes de Mn. Ce modèle s'applique bien au gîte de Danakils (Afars, 200 000 ans), à ceux des Apennins italiens et de l'ophiolite franciscaine de Californie (Crerar et al., 1982). Les formations de fer, aussi bien de type Algoma que de type Lac Supérieur, peuvent contenir des gisements d'or extrêmement importants. Ces gisements sont d’âge Archéen à Protérozoïque. Ils sont encaissés dans des schistes à grunérite et sidéroplesite, de niveau schiste vert à amphibolite. On peut en distinguer deux sous-types, concordant et discordant. Les gisements concordants sont les plus importants tels ceux de Homestake (South Dakota) Morho Vehlo et Cuiaba (Brésil), Lupin (NWT). L’or est disséminé et continu latéralement au sein de BIF sulfurés, alternant avec des formations de fer siliceuses ou carbonatées. A Morho Velho, c’ est une formation de fer dolomitique qui contient la minéralisation. A Homestake, on observe neuf zones allongées dans des synclinaux. Les gisements discordants sont confinés dans des structures tardives ou en remplacement dans des BIF oxydés ou sulfurés, parfois des quartzites à tourmaline : Sao Bento (Brésil), Geraldton (Ontario), Hill 50 (W. Australia), Lennox mine (Zimbabwe), Kolar (Indes). La minéralogie comprend pyrrhotine, pyrite, arsénopyrite, parfois chalcopyrite, löllingite, or natif (biotite, quartz, ankérite, chlorite), avec de la grunerite. Le palladium est également récupéré dans le district d’Itabira (Caue [ photos]) Brésil, Olivo et al., 1995). Voir les exemples de ce type (type 8.1B) dans le tableau principal du présent chapitre. Des cherts et filons à quartz tardifs peuvent provoquer une redistribution de la minéralisation. L'altération hydrothermale est d'amplitude limitée en bordure des filonnets (Lupin), mais on observe parfois une zonalité avec séricite au voisinage et chlorite en périphérie (Raposos, Brésil). La genèse de ces gisements d'or a été très discutée, entre un modèle épigénétique et un modèle polyphasé par remobilisation (Macdonald, 1983; Kerswill, 1993). Avant la mise en production des formations de fer, l'essentiel du minerai de fer qui permis l'essor de l'ère industrielle provenait de concentration de fer oolithique. Les principaux gisements se situent dans le Jurassique du bassin franco-allemand, ou le Paléozoïque moyen des Appalaches (Clinton, USA; Terre Neuve) et du Maroc. La taille typique de ce type est d'environ 1 Gt à 30-35% Fe. Le contexte global correspond à un niveau élevé de la mer et à des continents largement dispersés (Van Houten, 1985). Ces gisements sont associés à des environnements sédimentaires de plate-forme stable, d'estuaire, avec des variations du niveau marin d'origine eustatique. La plupart des gisements d’âge Paléozoïque sont associée à des marges en distension, plus rarement dans des bassins internes. Les gisements sont portés par une couche sédimentaire de quelques mètres à quelques dizaines de mètres d'épaisseur. La séquence lithologique est caractérisée par un granoclassement inverse, terminé par un calcaire coquillier (crassin) et des conglomérats: il s'agit d'un environnement marin agité, peu profond. Les gisements de Lorraine, en France, sont composés de 8 à 10 couches exploitables de minette, un agrégat de matériaux détritiques et de débris organiques, par un ciment d'oolithes. Les oolithes sont composées de silicates de fer (berthiérine, chamosite), d'oxydes (goethite surtout, hématite, magnétite rare), des carbonates (calcite, 74
sidérose) et très peu de sulfures. Le phosphore de l’apatite a longtemps posé un problème de traitement. Le dépôt des oolithes ferrugineuses se produit au sommet de séquence de plus en plus grossière et de moins en moins profonde qui reflète une régression (Teyssen, 1989). Les oxydes de fer sont transformés en sidérite, berthiérine et un peu de pyrite au cours de la diagenèse (Siehl et Thein, 1989). Deux modèles de genèse ont été proposés: (1) la reprise sédimentaire en milieu marin d'altération ferrugineuse pédologique telle des latérites au Jurassique, avec des colloïdes de matière organique (2) la formation des ooïdes dans un milieu marin, soit dans des lagons ou sur le littoral (Young, 1989), avec un apport de fer remonté d’un milieu euxinique profond: un tel processus a ét é observé en Mer Noire, où précipitent des sulfures, mais pas de carbonates. La fixation du fer sous forme de limonite a lieu dans les oolithes: la teneur en fer dépend de la teneur en oolithes, puis d'effets diagénétiques et organiques (Duhig et al., 1992). La formation de ces gisements serait associée par une rupture dans l'apport détritique, un apport continu de fer et une remobilisation. Les oxydes, hydroxydes et silicates de fer sont à grain fin. Les formations de fer peuvent être recherchées en prospection électromagnétique aéroportée. La morphologie tabulaire du plateau cuirassé de Carajas en a facilité la découverte. Une analyse sédimentologique permettra de repérer les faciès oxydés, les plus intéressants, tandis qu’une analyse structurale recherchera les épaississements par plissement. Le métamorphisme augmente la taille du grain et favorise le traitement métallurgique. Tableau 8.2: Comparaisons des caractéristiques des gisements de fer stratiformes Caractéristiques
Lac Supérieur
Algoma
Minette
Âge
1,9 à 2,3 Ma
anté 2,6Ma
Paléozoïque <, Jurassique
Encaissant
Chert, dolomie, quartzite, shales noirs
Chert, greywacke, schistes carbonatés
schistes, grès, greywacke, carbonates
Pas de volcanites
Andésite - basalte
pas de volcanites
Paysage
Plate-forme continentale
>100 m de profondeur
proche rivage
taille surface
100-1000 km
Quelques km
10 km
Puissance
10-100 m
1-10 m
1-10 m
Minéralogie
Mg, Hm, Chert, Sd, Green, Dolo, Pyr
Mg, Hm, Chert, Sd, Green, Gt, Hm, Chamosite, Minn, Stp, Sd, Cal, Dol, Pyr Glauconite, Chl, Dolo, Pyr
P2O5
<0,45%
<0,45%
0,25 - >1,5%
Al2O3
0,1-0,5%
0,1 - 2,5%
2 - 5%
Fe
65%
15-45%
25 - 35%
Mg=magnétite; Hm=hématite; Sd=sidérite; Pyr=pyrite; Cal=calcite; Green=greenalite; Minn=minesotaite; Stp=stilpnomelane; Chl=chlorite; Glauco=glauconie
8.3 Gisements de manganèse
La quasi-totalité (99%) du manganèse dans le monde est encaissée par des roches sédimentaires ou volcano-sédimentaires post-Archéennes (Roy, 1988, 1992). Outre les gisements de manganèse associés aux formations de fer, on peut distinguer trois grandes familles: les gîtes du Protérozoïques enrichis par intempérisme (chapitre 9), les gîtes en environnement carbonaté et les nodules polymétalliques actuels. Il existe également de petites concentrations de manganèse associées aux ophiolites de Californie et de la Thethys et dans les filons épithermaux dans des volcanites. Voir les exemples de ce type (type 8.3) dans le tableau principal du présent chapitre.
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Les gîtes de manganèse dans les carbonates sont associés à des marges passives d’âge Phanérozoïque, en contexte de plate-forme. Les eaux étaient peu profondes ainsi qu'en témoignent la présence de stromatolithes et d'évaporites. Les gisements Protérozoïques sont généralement associés à des shales noirs: Moanda (Francevillien du Gabon), Serra do Navio (Brésil), Chine. La succession type comprend, de la base vers le sommet: shales noirs, carbonates, puis des roches claires qui témoignent d'une transition depuis un milieu réducteur à un milieu oxydant, associée aux premiers stades de la régression. Le minerai est généralement stratiforme, formant des niveaux continus (20 km à Imini; Pouit, 1980), parfois multiples, formant des bandes parallèles à la ligne du rivage. La puissance varie du mètre à quelques dizaines de mètres. On observe des présentations multiples: laminé, rubané, oolithique ou bréchique. Des présentations annexes comprennent des stockwerk et des filons dans le socle (braunite, rhodochrosite) et des filons tardifs par sécrétion latérale des couches, parfois à barytine et fluorine. On observe également des présentations karstiques au sommet de niveaux dolomitiques (Laloui et al., 1991). La minéralogie du manganèse comprend des oxydes, des silicates, des carbonates et des hydroxydes. Les gisements contiennent généralement rhodochrosite, pyrolusite, matière organique, magnétite, maghemite. La rhodochrosite est plus abondante à la base, les carbonates plus mixtes (kutnahorite) au sommet. Les structures primaires comprennent des oolites et pisolites de pyrolusite cryptomélane todorokite, non cimentés. Les gisements de manganèse oligocènes de Nikopol (Ukraine) et Chiatura (Géorgie) occupent des niveaux gréseux très continus dans une série transgressive comprenant des carbonates et de la glauconie. Un seul horizon, de 2 à 3 m de puissance est connu sur 25 km de large et 150 km de long. On observe un étroit contrôle paléogéographique. Trois faciès peuvent être distingués: (1) un faciès oxydé, marquant le paléo-rivage, formant le minerai le plus ancien, à oolithes à pyrolusite, psilomelane et manganite; (2) un faciès à oxyde-carbonate; (3) un faciès carbonaté, le plus distal, concrétionné ou poreux: rhodochrosite, avec spicule d'éponge, diatomées, os de poisson, remplaçant le minerai oxydé. Au sommet apparaissent des hydroxydes de fer. Le gisement du Kalahari (province du Cap) est le plus gros gisement du monde et est presque complètement caché sous des dépôts tertiaires. Il contient des minerais finement laminés dans une série dolomitique et à formations de fer. Les niveaux sont minéralisés en braunite, kutnahorite, bixbyite et hématite (Schissel et Aro, 1992). On connaît des gisements comparables en Indes (Orissa) et dans le Minas Gerais, au-dessus des itabirites (Schissel et Aro, 1992). Les couches de manganèse sont constituées de carbonates de manganèse microcristallin et d’oxydes (kutnahorite, braunite ). Une reprise magmatique (skarn) et supergène peuvent venir localement modifier et enrichir cet assemblage (voir chapitre 10). Les gisements de manganèse correspondent à un faible facteur de concentration, de l'ordre de 200. Leur genèse est mise en relation avec les épisodes de trangression et régression (Frakes et Bolton, 1984). Au cours d'une transgression, l'approfondissement des bassins, la destruction du couvert végétal, la haute productivité biologique conduit à la formation d'océans stratifiés, anoxiques en profondeur, riches en Mn, marquée par des dépôts de shales noirs. La zone superficielle reste oxydante. Des courants de fonds marins (upwelling) ou une baisse du niveau marin (régression) conduisent à une oxydation des eaux riches en Mn au voisinage de la surface, sur de larges platesformes. La taille des gisements serait une fonction de l'importance des mélanges; la teneur serait une fonction de l'apport détritique et de la précipitation précoce de pyrite par mélange avec H 2S biogénique, retirant le fer du système. On connaît de tels milieux très enrichis en manganèse actuellement sur les marges de mers stratifiées euxiniques à shales noirs à plus de 150 m de profondeur (Mer noire, fjords de Colombie Britannique, Mer Baltique). Une alternance climatique serait également un facteur favorable: les climats humides favorisent un apport de manganèse d’origine pédologique dans les océans, tandis qu'un climat froid favorise une forte circulation océanique et augmente le contenu en Mn des océans (Force et Cannon, 1988).
76
La prospection de ces gisements est basée d’abord sur des modèles paléogéographiques. On suivra en particulier les lignes de rivage (Pouit, 1989). Le manganèse se dépose actuellement dans des environnements très variés, continentaux et profo nds, associés aux rides rapides, aux arcs insulaires, aux failles transformantes et à certaines mers fermées. Les nodules de manganèse ont été découverts en 1868 dans l’océan Artique russe. Ils constituent une formidable ressource économique: 38 Gt à 1,7% Ni, 1,4% Cu, parfois du platine, avec des teneurs maximales de 9 kg/m 2. Ils se situent surtout dans des zones océaniques pélagiques qui présentent un faible taux de sédimentation (présence de boue à radiolaires), inférieur à 7 m/ Ma, sans turbidites, mais on en connaît un peu partout. La zone de Clarion-Clipperton, dans le Pacifique Nord, montre la plus forte concentration vers 5000 m de profondeur, mais on connaît également des nodules en milieu lacustre. Il s'agit d'agrégats de taille décimétrique autour de foraminifères benthiques et des nucleus exotiques, composés d'oxydes et d'hydroxydes de fer et de manganèse (todorokite, manganite) ainsi que de silicates plus ou moins amorphes, à croissance extrêmement lente. Leur genèse est complexe, attribuée soit à un dépôt direct (nodules lisses hydrogénétique), soit à un processus diagénétique (nodules à surface rugueuse): l'augmentation de la circulation d'eaux profondes de l’océan Antarctique il y a 12 Ma aurait apporté du manganèse qui aurait été ensuite piégé dans les fluides diagenétiques. Le manganèse précipiterait par l'activité de bactéries. Au cours du vieillissement se produiraient une recristallisation et un apport de nickel et cuivre par le plancton siliceux.
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9. LES GISEMENTS DIAGÉNÉTIQUES
9.1 Cadre géologique 9.2 Cuivre des pélites 9.3 Grès à uranium 9.4 Plomb-Zinc des milieux carbonatés
9.1 Cadre géologique
Les bassins sédimentaires sont les sites de circulation de fluides très importante dès leur formation. Plusieurs types de gisements sont associés à des circulations de fluides dans les bassins. Des fluides aqueux, comparables à ceux circulants dans les bassins pétroliers migrent sur de grandes distances dans les bassins sédimentaires jusqu’au site de dépôt. Au cours de cette migration, de nombreux échanges géochimiques peuvent se produire, en relation avec l’évolution diagénétique des lithologies qui contiennent les aquifères traversés (Sverjensky, 1989). Les interactions avec des carbonates ou avec des grès peuvent conduire respectivement à des enrichissements en zinc et en plomb, tandis que le passage dans des roches riches en anhydrite produit un fluide oxydant capable de mobiliser du cuivre. Certains gisements de minéraux rares (émeraude) seraient également reliés à la circulation de fluide chaud dans les bassins sédimentaires. Le dépôt peut se produire du fait de nombreux mécanismes: mélange avec des fluides riches en H 2S, remplacement de sulfures de fer diagénétiques, dégradation thermique ou réduction de la matière organique, ce qui a pour effet de libérer du soufre, changement de pH, dilution ou décroissance de la pression ou de la température.
9.2 Cuivre des pélites
Les gisements de cuivre dans les pélites constituent une classe de gisements largement répartis (Guilloux et Pélissonnier, 1974, Brown, 1992). Ils sont caractérisés par l'abondance de chalcosine et cuivre natif; leur encaissant est variable, passant des pélites aux grès et aux carbonates. La minéralisation est à grain fin, souvent peu visible. Ils sont traditionnellement divisés en deux groupes: les shales cuprifères où la
minéralisation est portée par des sédiments détritiques très fins, avec une certaine teneur en carbonates. Ce sont les niveaux concordants, déposés dans des bassins de sédimentation, en début de subsidence, à la limite paléogéographique bassins sédimentaires terres émergées; 79
les conglomérats et grès cuprifères ( red-bed ), où la
minéralisation est portée par des sédiments à grains plus grossiers: les minéralisations sont dans le ciment et dans les roches volcaniques associées (Boyle et al., 1989). On peut passer de séries littorales à des séries continentales dans un contexte transgressif. Ces gisements se rencontrent au sein des deux provinces majeures, le Kupferschiefer, d’âge Permo -Trias en Europe et le Shaba, d’âge Protérozoïque à la frontière Zaïre/Zambie, mais aussi dans de nombreux districts comme ceux de White Pine (Michigan), de Mount Isa (Queensland), de Dzherzhazgan-Udokan (Sibérie), de Talaat N'Ouamane (Anti-Atlas marocain) et Timna (Israël). Des gîtes récents (Crétacé à Pliocène) ont été exploités au Mexique (Nacimiento), avec Cu, Co et Zn. Ces gisements représenteraient 27% du cuivre mondial. La teneur moyenne d'exploitation est élevée (2,4% Cu). Il existe aussi des concentrations en cuivre dans les basaltes conti nentaux liés à des rifts et leurs conglomérats (district de Keweenaw au Michigan, Boleo au Mexique, Buena Esperanza au Chili; Sustut en Colombie Britannique, au Maroc, au Québec). Ces gisements sont constitués d'imprégnations dans des sommets de coulées vacuolaires ou bréchiques et des filons; la minéralogie comprend chalcosine, bornite et du cuivre natif, avec de l'argent. Les teneurs sont variables, mais peuvent atteindre 2 %. Bien que concordantes sur plusieurs kilomètres, on observe souvent un contrôle par des failles synsédimentaires.
Tableau 9.1 99.1Boleo~Mexico4450.71Cu0.06 %Co.Miocène final0.69 % Zn 99.1Creta OklahomaUSA~~Cu~Permien~ 99.1Dzherzkazgan~CEI10001.5Cu~Carbonifère~ 99.1Kabwe~~~1.75 Mt ZnZn800 kt PbProtérozoïque supérieur10o t Ag. 7800 t V2O5. Cd 99.1Keweenaw (CalumetHecla)MichiganUSA6 Mt produit 2.3Cu~Protérozoïquedans les basaltes et les conlomérats (cuivre natif) 99.1Kipushi~Zaire606.6 Mt ZnZn4 Mt Cu.Protérozoïque supérieur0.5 Mt Pb. Ag. Cd Ge 99.1LubinKonrad~Pologne1001.5Cu30 g/t Ag.Permien~ 99.1Mansfeld-Sangerhausen~Allemagne672.9Cu1.8% ZnPermien. 191 g/t Ag 99.1Mount Gulson~Australie7.51.7Cu~~~ 99.1Mufulira~Zambie2853.5Cu0.13% CoProtérozoïque~ 99.1Nchanga ~Zambie3774.1Cu0.1% CoProtérozoïque~ 99.1Spar LakeMontanaUSA0.06454Ag0.76% CuProtérozoïque~ 99.1Tsumeb~~274.3Cu10% Pb~3.7% Zn. >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.
85
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).
99
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 (<10% Fe2O3), de silice (<6% SiO 2) et de titane ( <4% TiO 2). En réalité, c'est une substance composite fait de trois hydroxydes d'aluminium: la gibbsite (Al 2O3, 3H2O, monoclinique), la boehmite (Al 2O3,H2O, orthorhombique) et le diaspore, identique à la boehmite. Il existe toujours des impuretés: quartz, kaolinite, leucoxène, goethite, corindon si la bauxite à subi un métamorphisme. Il apparaît plusieurs grandes provinces dans le monde, correspondant à des zones continentales stables, avec des latitudes subtropicales: Guyane, Nord du Brésil, Caraïbes (Jamaïque 2 Gt de réserves), Guinée (réserves: 8,2 Gt, 29% mondial, 2/3 des réserves mondiales), Cameroun (1 Gt), Australie (4,4 Gt, production 40% mondial, mais 18% Fe 2O3), Europe méditerranéenne (8% mondial, avec France 81 Mt produites, 30 Mt de réserves), URSS (95 Mt produites). Les bauxites du Crétacé supérieur sont les plus abondantes. Voir les exemples de ce type (type 10.5) dans le tableau principal du présent chapitre. Les bauxites peuvent se concentrer sur à peu près n'importe quel support: carbonates, syénite néphélinique (île de Los). Seules les péridotites et les orthoquartzites ne sont pas vraiment favorables. On observe une liaison avec la paléo-latitude. Bardossy (1981, 1982) distingue trois types de dépôts, latéritiques, karstiques et sédimentaires, ce dernier étant peu important. Les bauxites latéritiques apparaissent sur les cratons ou sur leurs marges; elles représentent 85% des ressources mondiales (28,9 Gt). Elles se forment tantôt sur des zones basses, tantôt sur les zones hautes. Sur les zones basses des pénéplaines, avec des puissances jusqu'à 9 m; elles sont séparées du socle par un horizon à kaolinite, pisolithes et concrétions (Amérique du Sud, NE Australie, Bielgirid, URSS). Les bauxites sur zones hautes constituent des concentrations jusqu'à 25 m de puissance dans les régions subtropicales à tropicales (Indes), avec un substratum volcanique ou ignée acide, formant un horizon compact, mal structuré, à gibbsite dominante avec un mur irrégulier. Dans le détail, on peut distinguer une croûte ferrugineuse, vésiculaire, au sommet (parfois absente), la zone à bauxite à structure concrétionnée, pisolithique et bréchique, riche en fer, puis une saprolite (lithomarge) à montmorillonite, illite, kaolinite et gibbsite reposant sur le substratum. On passe d’un minerai dense, au sommet, à un minerai friable à la base
100
Les bauxites karstiques représentent 92% de la production d'aluminium en Europe, mais ne constituent que 14% des ressources mondiales, soit 4,7 Gt. Elles constituent des champs de l'ordre de 100 km 2 comprenant 1-50 corps. Ces bauxites sont associées à des carbonates des zones semi-mobiles, pré ou post-orogéniques. En France, les bauxites sont contrôlées par un haut fond crétacé, l'isthme durancien, dans le prolongement des Pyrénées. L'ensemble présente une structure en compartiment, avec des zones hautes et basses. Les minéralisations peuvent passer à des argiles bauxitiques ou à des lentilles stratoïdes. La figure 9.1 donne une coupe géochimique de ces lentilles (Laville, 1981). La minéralogie des concentrations varie: au Cénozoïque, la gibbsite est dominante, tandis que la boehmite est plus abondante au Mésozoïque et au Paléozoïque, la boehmite et le diaspore. Le gallium (utilisé pour l’arséniure de gallium en électronique) est un sous -produit des bauxites. L'aluminium est peu mobile. La bauxite résulte du départ de Si, de Fe et des alcalins, en climat lessivant à saisons marquées: au cours de la saison sèche, le bas niveau phréatique conduit à un lessivage de Si et Fe; au cours de la saison humide, le niveau phréatique est haut et le fer est réduit et lessivé. Dans le cas contraire, on forme une latérite à kaolinite. Le climat tropical humide est idéal, avec 1200 mm de pluie/an. Une position haute permettant un lessivage sélectif. Le processus semble assez rapide (bauxite de 10 000 ans à Hawaii). La formation des bauxites tropicales est généralement polyphasée (Melfi et al., 1988), avec de grandes variations compte tenu des réajustements morphologiques et des variations climatiques. La genèse des bauxites karstiques a été longtemps discutée. Trois sources sont possibles: autochtone: les argiles de décalcification des carbonates; cette hypothèse est rejetée du fait
de
l'assemblage des minéraux lourds; para-autochtone: transport des argiles de décalcification et piégeage dans des karsts à l'aval; allochtone: éolienne ou fluviatile, à partir d'un matériel volcanique.
Les principaux outils de la prospection sont l'étude des photographies aériennes, la géophysique (notamment VLF et sismique); des forages sont toujours nécessaires. Il y a parfois contrôle tectonique local sur les flancs de plis alors que le sommet de l'anticlinal a été érodé. L'échantillonnage peut être difficile compte tenu des variations des faciès karstiques sur les zones orogéniques.
10.6 Références Avias, J. (1978) L'évolution des idées et des connaissances sur la genèse et la nature des minerais de nickel, en particulier latéritiques de leur découverte à nos jours. Bull. BRGM, 2-3, 165-172. Bardossy, G. (1981) Les bauxites européennes, leur géologie, prospection et valorisation économique. Chronique de la Recherche Minière, 459: 5-22. Bardossy, G. (1982) Karst bauxite: Bauxite deposits on Carbonate Rocks, Developments in Economic Geology, vol 14, Elsevier, Amsterdam, 441 p. Brindley, G.W. (1978) The structure and chemistry of hydrous nickel-containing silicate and aluminate minerals. Bull. BRGM, 2-3, 233-245. Costa, M.L. (1997) Lateritization as a major process of ore deposit formation in the Amazon Region. Explor. Mining Geol., 6: 79-104. Golightly, J.P. (1981) Nickeliferous laterite deposits. Economic Geology, 75th Anniv. vol., 710-735.
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11. PLACERS ET PALEOPLACERS 11.1. Cadre géologique
102
11.2. Placers fluviatiles 11.3. Paléoplacers deltaïques à or 11.4. Sables noirs des placers marins
11.1 Cadre géologique Les concentrations mécaniques, mécaniques, ou placers, se forment lors de la rupture rupt ure d'un équilibre morphologique par exemple à l'occasion de mouvements épi-orogéniques. La La vitesse d'érosion d'érosion peut dépasser dépasser 10 cm/1000 an (phase de rhexistasie). Plus de la moitié de l'or, du titane, des diamants, du zircon et du thorium dans le monde vient des placers. On exploite aussi Sn, Pt, Nb, Ta, U, REE. Il s'agit de gisements souvent souvent faciles à exploiter, permettant ainsi une teneur moyenne plus basse que celle des gisements en roches primaires. Les placers se sont formés à toutes les époques, mais sont rarement conservés. La tectonique alpine et les variations eustatiques du Cénozoïque ont conduit à des variations favorables du niveau marin. Ils se forment du fait de la concentration de minéraux denses par des mécanismes hydrodynamiques hydrodynamiques qui jouent sur la granulométrie, la densité et la forme des particules (Force, ( Force, 1991). La genèse de ces gisements est favorisée par la présence de roches sources favorables, un niveau faible de dilution, des bassins peu subsidents. L'altération tropicale humide permet de dégager les minéraux de manière efficace. On rencontre des placers pour des minéraux d'une densité supérieure ou égale à 6 sur les marges passives des cratons, tandis que les minéraux les plus denses se limitent l imitent aux franges des bassins d'avant-pays ou intramontagneux. intramontagneux. On peut classer les placers selon leur localisation: Les placers éluviaux ou résiduels sont peu
déplacés. Ils sont parfois enrichis en or (Guyane,
Brésil), en Pt, Sn, WO 3, Ta, Nb, ou gemmes; Les alluvions et
paléoaluvions paléoaluvions sont exploitées pour l'étain (St Renan, France; Malaisie), l'or, les terres rares, le platine et l'uranium;
Les
placers deltaïques , ou transitionnels, sont surtout exploités sous leur forme fossile, f ossile, lithifiée; ils se limitent à quelques rares gîtes d'or d'or (Rand) et d'uranium (Canada), plus rarement d'étain (Niger, Brésil, Malaisie); ils il s sont liés l iés aux actions des vagues, des courants, des vents et des marées; Les placers marins et littoraux (sables noirs) sont exploités pour les diamants, Zr, Au, Pt, Sn,
Ti, Zr, Fe, REE, Au, Pt, Sn. Ils sont liés li és aux variations récentes du niveau de la mer et sont souvent reconcentrés par l'action éolienne. Les environnements glaciaires ne sont généralement pas favorables au classement classement des particules. Il existe cependant des placers glacio-lacustres , associés à l'écoulement des eaux de fontes denses formant des coulées turbides.
11.2 Placers fluviatiles
Les placers sont de corps stratiformes de minéraux lourds, avec parfois des niveaux multiples. Les minéralisations apparaissent sur des sables noirs des alluvions, terrasses anciennes et caliches. Les zones peuvent s'étendre s'étendre sur plus de 200 km. Les Les corps font plusieurs mètres de puissance. puissance. Les Les placers 103
fluviatiles ont un rôle économique très important pour l'étain, l'or [ photos [ photos]], le platine, le diamant [ photos] photos]. Il existe également des placers à titane encore inexploités (Cameroun). La formation des placers est un u n processus hydraulique complexe, mais assez bien compris. Il existe trois mécanismes de concentrations: concentrations: variations du type d'érosion d'une vallée (variations ( variations du niveau de base), variations climatiques, ou variations morphologiques morphologiques dans la zone source. Les périodes jeunes et séniles de l'évolution morphologique d'une rivière sont les plus favorables. Pour des grains de même forme, l'action d'un courant est fonction de la densité et du volume (loi de Stockes). Il y a concurrence entre gravité et vitesse du courant c ourant (dépôt dans les zones laminaires à vitesse lente). Les guides de prospection dépendent en partie du type de minéral recherché: ainsi, pour l'étain, on recherchera un contexte géologique géologique favorable en amont, par exemple par la télédétection des structures struct ures circulaires. Les placers fossiles des Côtes du Nord (France) ont été identifiés grâce au faciès très particulier de la monazite monazite et la comparaison comparaison avec avec des nodules semblables, signales signales en Sibérie. A l'échelle locale, les méandres sont des guides importants. La morphologie morphologie du soubassement ( bed-rock ) joue également un rôle important: le dépôt des minéraux est contrôlé par le soubassement soubassement altéré, par exemple des alternances entre calcaire et granite; il faut donc toujours prolonger un peu les sondages. Les concentrations éluviales sont proches de la zone source. Leurs teneurs sont encore plus basses que dans les autres placers. La topographie et le climat jouent un rôle important. D'une manière générale, les dépressions locales sur des zones minéralisées dans des zones topographiquement hautes, ou des zones de fortes végétations en climat subtropical seraient particulièrement favorables. On peut citer par exemple: l’or de Batouri, avec concentrations supergènes, l’or du Quadrilatero Ferrifero au Brésil, le gisement de Serra Pellada (Brésil), célèbre pour les garimperos qui s'y sont rendus par milliers. Dans des conditions plus désertiques, il existe des processus d’oxydation qui libère l’or des sulfures qui le contiennent en profondeur: ce processus d’oxydation d’oxydati on autorise ensuite des traitements par lixiviation en tas (heap-leaching ) sur des minerais à teneurs basses (1-4 (1- 4 g/t Au): c’est le cas par exemple dans les gisements de la ceinture de Carlin (Nevada) (Nevada) ou dans les l es gisements du Kyzyl Kum (région de Muruntau [ photos] photos], Ouzbékistan). 11.2.1 Étain
Les 2/3 de l'étain dans le l e monde vient des placers ffluviatiles luviatiles d'Indonésie, d'Indonésie, de Malaisie et Thaïlande. La vallée de Kinta, en Malaisie, est le premier producteur d'étain dans le monde depuis 1890. Elle produit 10% mondial, soit 20 000 t Sn métal /an. Les placers à cassitérite contiennent également de l'ilménite, monazite, zircon, scheelite, wolframite, xénotime, columbite, or et fluorine. La cassitérite se concentr e en limite éluvial - alluvial, dans les alluvions et les placers marins. Du fait des variations de la hauteur du niveau des mers au Pliocène, une partie des placers est actuellement submergée. 11.2.2 Or
Les placers à or sont associés à la plupart des concentrations en or, en particulier celles liées au volcanisme récent: les districts célèbres du Colorado, du Klondyke (Yukon), de Cariboo (BC), de la Sierra Nevada (Californie), de Choco (Colombie), de Birmanie, ont justifié des ruées vers l’or. Mais on connaît conn aît aussi des placers associés à d’autres types de gisements primaires comme ceux de la Chaudière (Québec) ou du Birrimien d'Afrique de l'Ouest. En URSS, les goulags de la rivière Lena auraient produit 60% de l'or de ce pays. Ces gisements peuvent être extrêmement extr êmement riches: en Alaska, les placers à or ont atteint exceptionnellement 600g/m 3 sur 6 km de long. l ong. Les placers sont encaissés généralement dans des sédiments récents. Ils comprennent or natif, électrum, platine avec quartz, quartz, hématite, ilménite, ilménite, magnétite, grenat, zircon, pyrite. Les Les concentrations primaires à tellurures d'or ne donne pas de placer. Les placers fluviatiles géants sont situés aux limites de plaques autour du Pacifique (Colombie Britannique, Californie, Colombie, Yukon, Sibérie, Nouvelle Zélande).
104
Ils sont liés à des remontées rapides de zones aurifères, en particulier dans des arcs externes (Henley ( Henley et Adams, 1979). On connaît également des placers dans des alluvions plus anciennes en domaine glaciaire. 30% des placers de Colombie Colombie Britannique sont sont encaissés dans dans des sables sables glaciaires pléistocènes. pléistocènes. La La forte altération au Cénozoïque aurait provoquer la formation de pépites. Les zones les plus riches sont associées dans des zones réduites de quelques mètres, recoupées par des eaux de fonte des glaciers; gl aciers; les cavités sous glaciaires seraient des pièges. Il existe enfin des paléoplacers fluviaux tel le gisement d'or de Moeda (Garayap et al., 1991), au Brésil, où de la pyrite, de l'or (riche en Hg et Ag) et des minéraux lourds sont concentrés dans des niveaux d'un conglomérat fluviatile fini-Archéen qui remanierait des minerais de gisements épithermaux. épithermaux. 11.2.3 Platinoïdes
Le platine a été découvert dans des placers avec de la chromite à Choco, en Colombie, au XVIIème siècle. Les exploitations commencèrent en Colombie au XVIIIème siècle, puis en Russie au XIXème siècle. Ainsi, jusqu’au début du XXème siècle, les placers étaient la principale source de platine dans le monde, exploité seul ou en co- produit co- produit avec l’or (Mertie, 1969). 1969). Les placers ont fourni 40% 40% de la production mondiale mondiale de platine, mais mais les réserves réserves actuelles sont sont faibles. Les Les teneurs sont sont 2- 5 g/t Pt en Oural ou 0,55 g/t Pt et Os en Alaska. Des placers à platinoïdes ont été décrits en Éthiopie (Yubdo) et au Québec (Estrie). Les grains, souvent souven t de moins d’un millimètre, sont principalement composés d’alliages de platinoïdes et fer (avec parfois Ni-Cu) Ni- Cu) et d’alliages Os-Ir-Ru-Pt. Os -Ir-Ru-Pt. On connaît des placers qui se forment en quelques années en Sibérie (Wiluy). Les caractéristiques minéralogiques, en particulier la présence fréquente fréquente de grains de chromite, indiquent indiquent qu’il s’agit d’associations d’associations minérales minérales formées à haute haute température dans des intrusifs (complexe ultramafique stratifié ou ophiolites). On observe parfois les traces d’une altération secondair e qui pourrait correspondre à des processus de serpentinisation (Cabri et al., 1996) 11.2.4 Diamants
Les placers produisent de l’ordre du quart de la production mondiale en diamants. Ils sont marins mar ins ou fluviatiles. Les placers marins peuvent être émergés ou immergés. Ils sont associés à des transgressions. Les placers fluviatiles correspondent à des graviers de plateau ou de plaines alluviales. alluviales. Dans le premier premi er cas, les principaux facteurs de concentration sont la présence de roche source, des pièges structuraux, structu raux, la dureté de la roche r oche sous-jacente, la maturité du système fluviatile. Dans le second cas, on doit ajouter les variations eustatiques rapides du niveau marin. Les techniques de prospection (Marshall et Baxter-Brown, 1995) reposent sur une analyse morphologique détaillée, reconnaissant reconnaissant les axes de remontée, les structures, la paléotopographie, paléotopographie, la sédimentologie, sédimentologie, les l es processus postérieurs aux dépôts (déflation éolienne, cuirassement, enfouissement). Ainsi, la baisse de l’apport sédimentaire sédimentaire décroît le nombre de chenaux d’un système fluviatile et forme des terrasses. Les rivières les plus favorables sont jeunes, érodant des dépôts antérieurs de t ype méandre. Les zones de confluence sont également favorables. On utilisera donc la télédétection, en particul ier les photographies aériennes, notamment notamment en infrarouge, infrarouge, une cartographie géologique géologique détaillée. détaillée. Certains minéraux indicateurs tels la gorceixite (phosphate de Ba) peuvent être parfois utilisés.
11.3 Paléoplacers deltaïques à or
Les paléoplacers deltaïques des bassins intracontinentaux ont concentré les plus grosses concentrations d'or du monde dans le bassin du Witwatersrand (ou Rand) en Afrique du Sud (35 kt or produites et 15 kt de réserves). En outre existent des gisements plus petits, mais néanmoins productifs au Ghana (Tarkwa), 105
en Guyane (Jacobina). Les teneurs d’exploitation varient de 5 à 10 g/t. Ces gisements sont d’âge fini Archéen à Protérozoïque moyen (1,9 à 2,7 Ga). Les roches sédimentaires encaissantes sont composées de quartz, chert, avec peu de granite ou de composant volcanique (présence locale de porphyres acides); L'or est associé à des conglomérats composés de quartz, chert, feldspath, avec zircon, chromite, pyrite, monazite, leucoxène, uraninite, brannerite. Tableau 11.1: Conglomérats fossiles à Au et U Witwatersrand
Blind River
Jacobina
or (g/t)
5-24
Traces
7-14
% U3O8
0,01 - 0,06
0,09 - 0,13
0,02 - 0,04
% ThO3
Trace
0,05
trace
% pyrite
2-10
5-12
3-5
Micas blancs
Présent
15-25%
15-25%
Carbone
+
-
-
Le Rand est un vaste bassin fini-Archéen (320 x 160 km – 2714 Ma) correspondant à une marge passive passant ensuite à un bassin d'arrière-arc (Pretorius, 1975). Une puissante série détritique (14 km) se dépose lentement, avec de nombreuses discordances. Dans la zone centrale, les conglomérats ( reef ) ne représentent que 8% de la série; ils forment trois à quatre bandes composés à 90% de quartz centimétrique, associés à des bancs de quartzites à séricite. Les bancs sont continus parfois sur 25 km, avec un pendage de 30° vers le centre du bassin; on distingue des stratifications entrecroisées et des chenaux. L'ensemble est interprété comme une série fluviatile de piémont, formés par la coalescence de cinq grands cônes alluviaux, correspondant à autant de rivières (Oberthur, 1988). Une altération alumineuse (pyrophilite) syntectonique, mais subconcordante, se développe au voisinage des zones minéralisées à l’échelle régionale. La série tarkwaienne (2081-1968 Ma) est une série plissée, en partie charriée, dans le bouclier de l'Afrique de l'Ouest; elle est discordante sur le Birrimien. Il s'agit d'une série molassique, puissante de 2400 m correspondant aux phases finales du géosynclinal éburnéen (Hirdes et al., 1988; Milési et al., 1989). La géométrie des paléoplacers est généralement tabulaire, avec une base légèrement irrégulière et un toit plat. Ils suivent parfois les sinuosités des paléo-chenaux. Les dépôts montrent de fortes variations de courant (Sestini, 1973). Dans le Rand, l’or est associé à des graviers de base, avec une faible puissance des corps minéralisés, généralement inférieure à 3 m. Tous les niveaux ne sont pas économiques; la production a été de 26 t Au /km 2 (Minter, 1991). A Tarkwa, l'or ne présente pas une distribution régulière. Il forme des chenaux de 500 x 100 x 200-500 m de long. L'or est natif, généralement recristallisé; 90% est libre (Minter, 1991). La pyrite constitue 2 à 20% de la matrice. Elle présente une histoire complexe: il s’agirait de fragments détritiques d’hématite (clastes de BIF) secondairement sulfurisés. Le charbon est fréquent et serait d'origine biogénique; il forme des petits lits très riches en or (1 à 15 mm), ou des grains sphériques. L'association géochimique du Rand comprend Au, S, Fe, As, C. L'uranium constitue un co-produit (Vaal Reef), avec des teneurs de l'ordre de 500 à 700 g/t: uraninite, matière organique avec U très disséminé, leucoxène. L'or est concentré à la base des bancs, avec une corrélation grossière entre taille des galets et teneurs. Il est associé à de la pyrite, de la chromite, du zircon, de l’ilménite et du rutile. L'hématite recristallise tardivement. Des sulfures (pyrite, pyrrhotine, chalcopyrite, bornite) apparaissent dans des accidents tardifs. L'hématite est dominante à Tarkwa.
106
La genèse du Rand a été discutée, entre un modèle purement détritique et un modèle hydrothermal. Il existe en effet de fortes évidences d’un dépôt primaire de l’or avec les sédiments deltaïques. On utilise les critères sédimentaires à l’échelle minière, en particulier les discordances, les chenaux, les stratifications entrecroisées. Les minéraux lourds, y compris l’or et l’uranium, sont concentrés dans les conglomérats les mieux tassés, les clastes les plus résistants (en particulier le quartz) et l’abondance de lits pyriteux. L’or forme des micropépites roulées et est recouvert par de la pyrite autigène. Les données isotopiques confirme que les minéraux sont plus anciens que le bassin. Le caractère détritique des oxydes de fer et de titane a été discuté. Par ailleurs, il existe sans conteste une phase hydrothermale qui mobilise l’or tardivement et conduit à la précipitation d’or dans les sédiments fins, parfois sous une forme dentritique incompatible avec un transport détritique. On observe en outre un contrôle de certaines teneurs par des failles ou des anticlinaux (Phillips et al., 1987; Reimer et Mossman, 1990). Le genèse du Rand est donc polyphasée, sans que l’on puisse actuellement évaluer l’importance de la reprise hydrothermale tardive (Robb et al., 1997). L’âge plus récent des séries Tarkwaiennes expliquerait l'absence de pyrite et d'uraninite détritique. La prospection de ces gisements en Afrique du Sud est de plus en plus difficile, du fait de la grande profondeur des cibles minéralisées (Western Deep Level prévu pour plus de 4000 m). On utilise en particulier les méthodes sédimentologiques et sismiques. L'exploitation se heurte à la forte température qui règne à cette profondeur et qui nécessite l'apport de glace (jusqu'à 37 000 t/jour). Une variété de paléoplacer est constituée par les gîtes à uranium et thorium du Huronien (2,49 Ga) du Canada. Le gisement de Blind River, près d'Elliot Lake [ photos] (Ontario), contient 300 Mt à 0,1% U2O3 et 0,05% ThO2. Il est constitué de galets de quartz, avec de la pyrite, formant des accumulations de puissance métrique. La teneur en U et Th est en liaison avec l'abondance de la pyrite. La géométrie des paléo-vallées fluviatiles contrôle la puissance des corps minéralisés.
11.4 Sables noirs des placers marins
Les placers marins constituent des cibles minières importantes: les sables noirs fournissent 55% du titane, 99% du zircon (Force, 1991; Towner, 1992). Les placers marins côtiers actuels ou récents constituent les sables noirs de plages. Des placers marins existent également à moins de 5 km de la cote: ce sont des placers côtiers effondrés. Parmi ceux-ci, on peut citer la cassitérite de Thaïlande et de Malaisie, des ressources en or (Nouvelle-Ecosse), diamants, Ti, Pt, Zr..., un projet en Cornouailles, des vieux travaux en Namibie (diamants), URSS (or), titano-magnétite (Nouvelle Zélande). Il s'agit de gîtes très importants sur le plan économique: titane de Madagascar, diamants en Namibie.
Tableau 11.4 Type
1 1 1 1
Nom
11. ~ 4 11. ~ 4 Trail 1 11. Ridge 1 4 et Green
District
Pays
Tonnag e TV Mt
Teneur
Substanc Autre Age Divers e substanc encaissan principal e t e
~
Sri Lanka
~
~
~
~
~
~
~
R.S.A.
~
~
ilménite
~
~
~
~
Production : 5 Mt TiO2 TiO2
Jacksonville USA : Floride
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teneur en 390 000 sables t/an noirs: 4%
réserve : 14 Mt TiO2
Cove spring s 1 11. ~ 1 4
~
Australi ~ e
rutile. ilménite. ~ zircon. leucoxène
1.5 Mt/an ~
~
Ces placers sont parfois plus riches que les placers continentaux: 0,73 g/m 3 Sn en côtier, 0,27 g/m3 en fluvial (Indonésie), mais c'est l'inverse pour l'ilménite en Australie. L'ilménite est le principal minéral de titane dans les sables de plage; il peut être oxydé en leucoxène; le rutile est plus rare; l'ilménite est associée à du zircon, de la magnétite, de la monazite et le grenat. La production principale vient de l'Australie (3 Mt d'ilménite, 0,5 Mt de rutile); 30% vient de Western Australia; le deuxième producteur est la RSA, avec 1 Mt ilménite, 50 kt de rutile, puis l’Inde et le Sierra Leone. Les gisements sont composés généralement de sables non consolidés enrichis en minéraux lourds. Il est nécessaire de disposer de sources et d'une physiographie favorable. Les dépôts quaternaires se situent au voisinage de la surface. Les gisements tertiaires sont plus rares (Eneabba en Australie; Dnepropetrovsk en Géorgie). Les teneurs sont de l'ordre de 10 à 20% de minéraux lourds, mais peuvent descendre à 5% si la teneur en Ti est forte; dans les cas favorables, les teneurs peuvent être seulement autour du pourcent. On connaît également des concentrations en minéraux lourds plus anciennes, mais elles sont rarement économiques: rutile dans les Appalaches du Québec, monazite à europium en Bretagne (France). Les grès minéralisés à rutile et zircon de l'Ordovicien du Sud-Ouest de l'Europe, sont constitués de la superposition de feuillets élémentaires millimétriques riches en minéraux lourds, dans une matrice silicifiée. Ils résultent sans doute d'apports exceptionnels (grandes marées, tempêtes) lors desquels la sédimentation est absente ou très réduite (Faure, 1979). Les placers à minéraux lourds de la cote de l'Australie occidentale sont parmi les plus importants du monde (Aneabba, Capel Beach). Ils correspondent à des dépôts d’âge Pléistocène, situés à quelques kilomètres de la côte actuelle et occupant des altitudes de 70 à 130 m au-dessus du niveau marin. Les sables à minéraux lourds forment des lentilles allongées parallèlement au rivage, dans des zones qui correspondent à des baies abritées des vents et des courants du Sud-Ouest. Les zones minéralisées contiennent 15% de minéraux lourds, avec des zones riches dépassant 20%, en base de séquence sédimentaire. Les principaux minéraux sont l'ilménite, le zircon et le rutile et leucoxène, mais disthène et monazite sont récupérés. Les dépôts les plus anciens sont plus riches en zircon. Un ciment argileux lithifie les dépôts. Les placers de l'Australie occidentale proviendraient de l'érosion du s ocle d’âge Archéen, puis une concentration par un courant côtier. Les minéraux lourds s'accumulent avec les éléments grossiers en haut de plage, lors d'un retrait partiel de la mer, les fluctuations de la transgression amènent un déplacement latéral, perpendiculairement au rivage des zones de concentrations, étirées le long du rivage qui peuvent former un ou plusieurs cordons parallèles.
11.5 Références Cabri, L.J., Harris, D.C., Weiser, T.W. (1996) Mineralogy and distribution of platinum-group mineral ( PGM) placer deposits of the world. Exploration and Mining Geology, 5: 73-168 Faure, P. (1979) Les grès à rutile et zircon du Massif Armoricain, Chronique de la Recherche Min ière, 451: 5-44.
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