Composition chimique des minéraux indicateurs de la
mine de Kittilä, Finlande
Mémoire
Clovis Cameron Auger
Maîtrise interuniversitaire en sciences de la Terre
Maître ès sciences (M.Sc.)
Composition chimique des minéraux indicateurs de la
mine de Kittilä, Finlande
Mémoire
Clovis Cameron Auger
Sous la direction de :
Georges Beaudoin, directeur de recherche
François Huot, codirecteur de recherche
Résumé
L’étude du gisement de Kittilä, une mine d’or de classe mondiale, a permis de documenter les minéraux indicateurs associés avec ce dépôt d’or de type orogénique. L’objectif était de déterminer la signature chimique des minéraux indicateurs du gisement et de la comparer avec celle des minéraux indicateurs retrouvés dans les dépôts glaciaires en surface. L’échantillonnage de carottes de forage ainsi que la récolte d’échantillons de tills sus-jacents au dépôt ont permis la comparaison des minéraux indicateurs qu’on y retrouve respectivement. Les minéraux indicateurs furent identifiés en lame mince polie puis analysés à la microsonde afin d’avoir leur composition chimique. Les minéraux indicateurs récoltés dans les échantillons de tills furent montés sur des pastilles d’époxy, identifiés au microscope électronique à balayage, puis dans le cas échéant analysés à la microsonde. Le rutile a un diamètre généralement entre 10-50 µm, n’est donc pas retrouvé dans la fraction >0,25 mm du till. La composition chimique du rutile change en fonction de sa distance avec les zones minéralisées ce qui signifie que le rutile a le potentiel d’être un vecteur minéral vers la minéralisation pour les gîtes aurifères. Des concentrations élevées en W et V sont associées avec le rutile à proximité des zones minéralisées. Un échantillon de roche et deux de tills contenaient de la tourmaline, respectivement de composition schorl, foitite et dravite. Aucune magnétite n’était présente en lame mince mais elle est abondante dans les échantillons de tills. Le nombre de grains d’or dans le till est de deux à trois fois plus élevé entre 10 à 20 mètres en aval de la zone minéralisée suivant la direction de l’écoulement glaciaire. Certains de ces grains se présentent sous forme délicate ou modifiée. L’utilisation de la désagrégation à impulsion électrique sur les échantillons représentatifs de la minéralisation et de la roche encaissante est venue confirmer l’absence de magnétite dans le gisement. La présence de magnétite dans le till alors qu’elle est absente dans la roche encaissante et la minéralisation suggère qu’une partie du till au-dessus du gisement a une origine plus lointaine venant infirmer l’hypothèse de départ que ce till avait été peu transporté.
Table des matières
Résumé ... III Table des matières ……… IV Liste des tableaux ... VI
Liste des figures ... VII
Remerciements ... X
Chapitre 1 – Introduction ... 1
1.1
Cadre général ... 1
1.2
Problématique et objectifs ... 3
1.3
Méthodologie ... 3
Chapitre 2 – Géologie de la Ceinture de roches vertes de Laponie centrale ... 5
Chapitre 3 – Géologie du dépôt de Kittilä ... 12
3.1 Minéralisation du dépôt de Kittilä ... 17
3.2 Altération hydrothermale ... 21
3.3 Géologie quaternaire et description du till ... 24
Chapitre 4 – Méthodes analytiques ... 28
4.1 Échantillonnage ... 28
4.2 Désagrégation par impulsion électrique ... 32
4.3 Concentrés de minéraux lourds ... 32
4.4 Microsonde électronique ... 33
Chapitre 5 – Minéraux indicateurs du dépôt ... 37
5.1 Pétrographie du rutile ... 37
5.2 Composition chimique du rutile ... 39
5.3 Zonations du rutile ... 51
5.4 Composition de la tourmaline ... 54
5.5 Résultats de la désagrégation par impulsion électrique ... 56
Chapitre 6 – Minéraux indicateurs du till ... 58
6.1 Minéralogie du till ... 58
6.2 Géochimie de la magnétite ... 61
6.3 Géochimie de la tourmaline ... 64
Chapitre 7 – Discussion ... 65
7.1 Rutile ... 65
7.2 Tourmaline ... 71
7.3 Magnétite ... 71
Chapitre 8 – Conclusion ... 75
Bibliographie ... 77
Annexes : ... 83
Annexe 1: Sections transversales des forages étudiés et des échantillons récoltés représentés par les étoiles. ... 83
Annexe 2: Liste des échantillons récoltés. ... 93
Annexe 3 : Poids des échantillons pour la désagrégation par impulsion électrique. ... 98
Annexe 4 : Poids des concentrés de minéraux lourds des échantillons de till. ... 98
Annexe 5 : Poids de la fraction magnétique des concentrés de minéraux lourds de till. ... 99
Annexe 6 : Résultat de la composition chimique du rutile du gisement (% poids). ... 100
Annexe 7 : Résultat de la composition chimique de la tourmaline du gisement (9 analyses sur 3 grains). ... 104
Annexe 8 : Cristaux de tourmaline de l’échantillon 58 avec les points d’analyses ; A) cristal 58-t1, B) cristal 58-t3, C) cristal 58-t5 ... 105
Annexe 9 : Récupération des grains d’or suite à la désagrégation par impulsion
électrique ... 107
Annexe 10 : Composition du concentré de battée suite à la désagrégation par
impulsion électrique. ... 108
Annexe 11 : Composition des fractions magnétiques du till. ... 108
Annexe 12 : Composition des échantillons de till de la fraction non magnétique de 0,5-1,0 mm. ... 109
Annexe 13: Résultat de la composition chimique des oxydes de fer (% poids). ... 110
Annexe 14 : Composition des grains de tourmaline retrouvés dans le till (% poids). 124
Liste des tableaux
Tableau 1. Conditions analytiques pour la détermination de la composition du rutile. ... 35
Tableau 2. Conditions analytiques pour la détermination de la composition en éléments
majeurs de la tourmaline. ... 35
Tableau 3. Conditions analytiques pour la détermination de la composition en éléments
traces de la tourmaline. ... 36
Tableau 4. Conditions analytiques pour la détermination de la composition de la
magnétite. ... 36
Tableau 5. Corrélation (r2) entre la distance, le Fe et le Si. ... 41
Tableau 6. Concentration dans les zones pâles (p.) et foncées (f.) du rutile. ... 52
Tableau 7. Nombre de grains de minéraux indicateurs provenant de chaque échantillons
Liste des figures
Figure 1. Géologie régionale du nord de la Finlande. Abréviations : Pe-Ceinture de schiste Peräpohja, Ku-Ceinture de schiste Kuusamo, So-Région des schistes de Sodankylä, Sa-Région de roches vertes de Salla, Ki-Région de roches vertes de Kittilä (modifiée de Korsman et al., 1997). ... 5
Figure 2. Séquence stratigraphique de la CLGB (Eilu et Niiranen, 2013). ... 8
Figure 3. Carte lithostratigraphique simplifiée de la CLGB (d’après Lehtonen et al., 1998)
démontrant la localisation des minéralisations aurifères significatives et les failles majeures. ... 10
Figure 4. Aperçu de la géologie et des infrastructures de la mine de Kittilä (Eilu et
Niiranen, 2013). ... 13
Figure 5. Section transversale de la zone minéralisée de la fosse Suuri (modifiée de
Patison et al., 2007). ... 14
Figure 6. Géologie de la mine de Kittilä et localisation des zones d’échantillonnages du till : Fosse Etelä (n=4) et fosse Suuri (n=11), ainsi que les différentes sections
transversales utilisées pour décrire le dépôt (modifiée de Koppström, 2012). ... 16
Figure 7. Rare inclusion d’or natif dans un cristal d’arsénopyrite. ... 17
Figure 8. A) Cristal d’arsénopyrite zonée partiellement remplacé par de la pyrite. B) Cristal
d’arsénopyrite démontrant des inclusions de rutile et de chalcopyrite. Abréviations tirées de (Whitney et Evans, 2010). ... 20
Figure 9. Altérations les plus communes à la mine de Kittilä A) veine quartz/calcite
(Couleur rosé donnée par l’alizarine) B) Silicification C) Dolomitisation (couleur mauve donnée par l’alizarine) D) Albitisation. Abréviations tirées de (Whitney et Evans, 2010). ... 22
Figure 10. Coupe transversale (37 600) avec la trace des forages étudiés. L’enveloppe minéralisée est représentée en tirets et les teneurs des forages sont directement sur leur trace respective. ... 23
Figure 11. Localisation du dépôt de Kittilä (étoile) et représentation de la zone de division
glaciaire par les traits ombragés (Johansson, 1995). ... 25
Figure 12. Carte géologique de la fosse Etelä avec localisation des échantillons de till
(modifiée d’Agnico Eagle, 2015). ... 29
Figure 13. Localisation des échantillons de till dans la fosse Etelä. ... 30
Figure 14. Puits d'échantillonnage du till #3 dans la fosse Etelä avec les différentes
représentent la concentration en or (ppb; GFAAS), dans la fraction <0,06mm
(modifiée de Peltoniemi-Taivalkoski et Sarala, 2009. ... 31
Figure 16. Cristaux de rutile identifiés par leur numéro d’analyse dans une zone riche en
arsénopyrite et pyrite. ... 38
Figure 17. Photomicrographie en électrons rétrodiffusés démontrant une variation de composition d’un cristal de rutile fracturé accompagné d’un cristal d'arsénopyrite dans le coin supérieur gauche. ... 39
Figure 18. Concentration du Si en fonction du Fe des cristaux de rutile par rapport à la
distance d’une zone minéralisée. ... 41
Figure 19. Concentration du V en fonction du Nb dans le rutile par rapport à la distance
d’une zone minéralisée. ... 42
Figure 20. Concentration du V+W en fonction du Si+Fe dans le rutile par rapport à la distance d’une zone minéralisée. Le ore zone désigne les roches bien minéralisées; le subore désigne les roches faiblement minéralisées et/ou altérées; le wallrock désigne les roches sans minéralisation et non altérées (Clark et Williams-Jones, 2004). ... 43
Figure 21. Composition du rutile en fonction de la distance d’une zone minéralisée. Le
champ jaune représente les valeurs des échantillons dans les zones minéralisées et d’altérations pour des dépôts d’or mésothermaux de la planète. Le champ gris
représente les épontes non altérées (Clark and Williams-Jones, 2004). ... 44
Figure 22. Diagramme ternaire démontrant la différence de composition en relation avec la
distance d’une zone minéralisée. Le champ jaune montre la dispersion pour les échantillons dans les zones minéralisées et d’altérations. Le champ gris suggéré représente la dispersion du rutile dans les épontes non altérées. ... 45
Figure 23. Composition médiane du rutile en fonction de la distance par rapport à une
zone minéralisée, A) Rutile d’une zone minéralisée, B) Rutile à 9 mètres d’une zone minéralisée, C) Rutile à 18 mètres d’une zone minéralisée, D) Rutile à 40 mètres d’une zone minéralisée. ... 48
Figure 24. Composition moyenne du rutile en fonction de la distance avec une zone
minéralisée. ... 49
Figure 25. Ratio V/Fe des médianes de la composition du rutile en fonction de la distance
à une zone minéralisée. ... 50
Figure 26. Ratio Nb/Fe des médianes de la composition du rutile en fonction de la distance à une zone minéralisée. ... 50
Figure 27. Photomicrographie en électrons rétrodiffusés démontrant une variation de composition d’un cristal de rutile. ... 51
Figure 28. Différences de composition du rutile entre les zones gris pâle et foncé. ... 53
Figure 29. Composition chimique du rutile dans différents dépôts d’or (Dostal et al., 2009;
Figure 30. Espèces de tourmaline présentes dans le gisement ainsi que dans le till. ... 56
Figure 31. Proportion des minéraux dans la fraction ferromagnétique de 0,5-1,0 mm en fonction de la distance par rapport à la zone minéralisée. Échantillon 01 (-5 m); échantillon 02 (10 m); échantillon 03 (20 m); échantillon 04 (40 m). ... 58
Figure 32. Grains de la fraction ferromagnétique dans une pastille d’époxy : A) Agrégat de magnétite et silicates, B) Magnétite et hématite, C) Magnétite. ... 59
Figure 33. Nombre de grains d’or normalisé dans le till et leur forme en fonction de la distance par rapport à la bordure ouest de la zone minéralisée. ... 60
Figure 34. Composition des oxydes de fer des tills de la fosse Etelä normalisée par rapport à la composition moyenne de la croûte continentale. La figure présente la médiane, le maximum et le minimum ainsi que les quartiles 1 et 3. A) Échantillon 1; B) Échantillon 2; C) Échantillon 3; D) Échantillon 4. ... 63
Figure 35. Ratio V/Fe des compositions moyennes des échantillons de rutiles provenant de différents dépôts d'or mésothermaux. Le ore zone désigne les roches bien
minéralisées; le subore désigne les roches faiblement minéralisées et/ou altérées; le wallrock désigne les roches sans minéralisation et non altérées. Données tirées de Clark et Williams-Jones (2004). ... 70
Figure 36. Ratio Nb/Fe des compositions moyennes des échantillons de rutiles provenant
de différents dépôts d'or mésothermaux. Le ore zone désigne les roches bien
minéralisées; le subore désigne les roches faiblement minéralisées et/ou altérées; le wallrock désigne les roches sans minéralisation et non altérées. Données tirées de Clark et Williams-Jones (2004). ... 70
Remerciements
L’accomplissement de ce mémoire a été possible grâce à la qualité du travail et support de nombreuses personnes. J’aimerais d’abord remercier sincèrement mon directeur de recherche et directeur de la Chaire de recherche industrielle CRSNG-Agnico Eagle en exploration minérale, le professeur Georges Beaudoin. Sa patience, sa capacité à diriger mon travail et sa disponibilité ont été essentielles au projet. Merci au professeur adjoint François Huot pour ses commentaires pertinents lors de la codirection de mes travaux.
J’aimerais remercier la compagnie Agnico Eagle, partenaire de la Chaire de recherche, et particulièrement Marc Legault pour son soutien et son enthousiasme au projet ainsi que Jukka Valimaa pour les précieuses informations, connaissances géologiques et la logistique lors des travaux de terrain en Finlande. Merci au Service géologique de la Finlande (GTK) pour les échantillons et partage des connaissances géologiques.
Merci au personnel de l’Université Laval spécialement à Marc Choquette et Edmond Rousseau pour l’appui professionnel et technique qui ont permis d’avoir des données de qualité ainsi qu’à Guylaine Gaumond.
Un remerciement particulier à mes collègues étudiants (Nelly Manéglia, Thomas Raskevicius, Sheida Makvandi, Donald Grzela et Marjorie Sciuba) de la Chaire de recherche pour les idées, discussions et soutien moral tout au long de ce travail.
Finalement merci à mes parents pour leurs constants encouragements et à Marie-Pier pour sa compréhension et sa patience.
Chapitre 1 – Introduction
1.1 Cadre général
Le dépôt aurifère Suurikuusikko, aussi appelé Kittilä, est situé à environ 50 kilomètres au nord-est du village de Kittilä, en Finlande. Ce dépôt d’or de type orogénique est situé dans le Central Lapland Greenstone Belt (CLGB) d’âge Paléoprotérozoïque (Patison et al., 2007). Suurikuusikko est la ressource d’or la plus importante du nord de l’Europe avec des réserves d’or prouvées et probables de 4,4 millions d’onces (28 millions de tonnes à 4,8 g/t d’or; Agnico Eagle, 2015).
C’est en 1986 que de l’or visible fut aperçu à quelques kilomètres au sud-sud-ouest de Suurikuusikko par des assistants de recherche du Service géologique de Finlande (GTK). Par la suite, des travaux de géophysique et de géochimie ont permis d’identifier la zone de cisaillement Kiistala (Kiistala Shear Zone, KSZ). Ceci a mené à la découverte du dépôt. Les premiers travaux associés à la découverte et mise en valeur du dépôt de Kittilä ont été réalisés par le GTK à partir de 1989 (Härkönen, 1992, 1997; Härkönen et Keinänen, 1989; Härkönen et al., 1999a, b). Puis, les travaux ont porté sur le traitement métallurgique du minerai. Des études géologiques ont permis une meilleure compréhension des roches encaissantes, de la structure, des épisodes de déformation et la signature géophysique du dépôt (Barclay, 2001; Bolin et Larsson, 1999; Chernet et al., 1999a; Chernet et al., 1999b; Durance et al., 1999; Kojonen et Pakkanen, 2000; Markström et al., 2000; Markström et Larsson, 2000; Patison, 2000, 2001; Powell, 2001; Sandahl, 1999, 2000a, b). En 1996, le GTK avait effectué 9 320 mètres de forages pour établir une ressource estimée à 285 000 onces d’or, quand le dépôt fut acquis par Riddarhyttan Resources AB. En 2000, Riddarhyttan Resources AB a commencé l’étude de faisabilité pour une mine avec des ressources de plus de deux millions d’onces d’or sur un dépôt continu ayant une longueur de 5 kilomètres à une profondeur allant jusqu’à 400 mètres. Puis en 2005, Agnico Eagle a fait l’acquisition du dépôt et, en 2006, le développement de la mine a commencé. À cette époque, les réserves probables étaient de 2,4 millions de tonnes de minerai à une concentration de 5,16 grammes par tonne, soit environ 2 millions d’onces d’or (Patison et
indicateurs idéaux sont retrouvés dans peu de lithologies différentes ou même seulement dans les roches hôtes d’un dépôt. Il y a des exceptions, comme la magnétite, qui est formée dans différents environnements mais dont la composition chimique varie en fonction de celui-ci (magmatique, hydrothermale magmatique de haute température, hydrothermale de basse température; Dare et al. (2014). Leurs propriétés physiques et chimiques permettent de les récupérer facilement dans les différents types d’échantillons en exploration minérale. Parmi les propriétés importantes des minéraux indicateurs il y a notamment : un aspect visuel distinctif, une densité modérée à élevée et l’habileté à survivre à la dissolution et au transport dans l’environnement superficiel (McClenaghan, 2005). Les bénéfices à utiliser les minéraux indicateurs en exploration minérale sont : (1) l’habileté de détecter des halos de dispersion plus vastes que la cible minéralisée, (2) l’évidence physique de la présence de la minéralisation et/ou de l’altération, (3) la possibilité de donner de l’information sur la source, telles que la nature de la minéralisation et de l’altération, et la proximité de la source, (4) une excellente sensibilité de l’ordre du ppb, (5) l’habileté d’identifier visuellement et d’enlever des contaminations anthropogéniques (Averill, 2001; Brundin et Bergstrom, 1977; McClenaghan, 2005), 6) certains minéraux (Mg-ilménite, chromite, grenat, diopside) permettent aussi de déterminer la fertilité des kimberlites lors de l’exploration pour les diamants (Castillo-Oliver et al., 2011).
Ce projet de maîtrise s’inscrit dans les projets de la Chaire de recherche industrielle CRSNG-Agnico Eagle en exploration minérale. Le gîte de Kittilä est recouvert par plusieurs couches de tills glaciaires totalisant une épaisseur de trois à cinq mètres dans les zones étudiées. Cette étude de cas portant sur les minéraux indicateurs est donc appropriée puisqu’on y retrouve un dépôt aurifère de classe mondiale avec une couverture de till permettant d’échantillonner les minéraux indicateurs autant dans le gisement que dans le till sus-jacent. C’est en identifiant leur présence et en caractérisant chimiquement les différents minéraux indicateurs du gisement qu’il sera possible de déterminer si la composition du till au-dessus du dépôt est représentative de ce dernier. En effet, après avoir documenté la composition des minéraux indicateurs dans le dépôt il sera possible de déterminer si ceux retrouvés dans le till proviennent de Kittilä. Dans le cas de cette étude, le till situé juste au-dessus de la surface du socle rocheux est étudié afin d’avoir une source proximale au gisement et pour s’assurer d’étudier la même couche de till dans chacun des échantillons.
1.2 Problématique et objectifs
Tout comme le Canada, une grande proportion de la Finlande est recouverte par des dépôts glaciaires masquant les affleurements rocheux. L’utilisation des minéraux indicateurs dans les sédiments glaciaires fait l’objet d’un intérêt croissant (Dare et al., 2014; Dilabio, 1991; Hazarika et al., 2015; McClenaghan, 2011; McClenaghan et Kjarsgaard, 2001; Sarala et Ojala, 2011) pour son vaste potentiel, mais il manque encore des données géochimiques et morphologiques afin d’interpréter la signification qu’on peut attribuer aux minéraux d’intérêt dans cette étude. Les minéraux étudiés sont le rutile, la magnétite, la tourmaline, la scheelite, l’arsénopyrite, la galène et l’or. La problématique de ce projet de maîtrise est de déterminer la signature du gîte dans les minéraux indicateurs et de voir si cette signature se retrouve dans les sédiments glaciaires dérivés, puisque la composition en éléments traces et mineurs de ces minéraux est reliée à l’environnement métallogénique dans lequel ils se sont formés. Les objectifs spécifiques du projet sont:
1) De déterminer la composition chimique des minéraux indicateurs dans le gisement; 2) De déterminer la composition chimique des minéraux indicateurs dans le till;
3) Et de comparer la composition chimique des minéraux récupérés dans le dépôt et le till.
1.3 Méthodologie
Des travaux de terrain d’une durée de neuf semaines à l’été 2013 au site de la mine de Kittilä ont permis de réaliser un échantillonnage représentatif du dépôt à partir de forages sélectionnés à la mine de Kittilä. La sélection comprenait 36 forages positionnés sur 10 sections transversales également réparties sur les 4,5 kilomètres d’extension latérale du dépôt. La description détaillée de 8 300 mètres de carottes de forages a permis de documenter les roches du dépôt dans son ensemble. Les échantillons de carottes ont été étudiés au microscope optique avec des lames minces polies. De plus, sept échantillons du dépôt ont été traités par la Désagrégation par Impulsion Électrique (DIE) dans les laboratoires d’Overburden Drilling Management (ODM) afin de maximiser la récolte de
(Peltoniemi-Taivalkoski et Sarala, 2009). Des concentrés de minéraux lourds ont été préparés par ODM, puis les minéraux d’intérêts ont été montés sur des pastilles d’époxy. La composition chimique des minéraux indicateurs retrouvés a été déterminée en utilisant le Microscope Électronique à Balayage (MEB) et la microsonde électronique.
Les différentes préparations des échantillons et méthodes analytiques sont décrites en détail au chapitre 4.
Chapitre 2 – Géologie de la Ceinture de roches vertes de
Laponie centrale
La Ceinture de roches vertes de Laponie centrale (Central Lapland Greenstone Belt, CLGB), située dans la partie nord de la Finlande et qui s’étend jusqu’au nord de la Norvège, en Suède ainsi qu’en Russie, forme une des plus grandes ceintures de roches vertes Paléoprotérozoïque du monde (Figure 1). La CLGB est le résultat de la construction d’une ceinture de roches vertes paléoprotérozoïque durant près de 600 Ma. Le tout débute à partir de ~2450 Ma avec l’éruption de laves de composition komatiitique à rhyolitique issues d’un panache mantellique sur le craton archéen sous-jacent. Durant cet épisode volcanique, il y a aussi eu la mise en place de grandes intrusions mafiques litées (Hanski et al., 2005).
La CLGB est exposée sur une surface de plus de 100 par 200 km. Elle est parallèle à la Ceinture granulitique de Laponie et plonge sous le contact sud-ouest de cette dernière. À l’ouest, comme à l’est, elle est bordée par les roches granitiques et gneissiques de l’Archéen. Des plutons granitiques recoupent la CLGB au sud et au nord-ouest (Hanski et al., 2005). La CLGB repose en discordance sur un socle gneissique archéen (3,1 à 2,6 Ga; Kröner et Compston, 1990; Meriläinen, 1976).
Plusieurs groupes lithostratigraphiques composent la CLGB (Figure 2). Du plus vieux au plus jeunes, ces groupes sont : Vuojärvi, Salla, Kuusamo, Onkamo, Sodankylä, Savukoski, Kittilä et Kumpu (Eilu et Niiranen, 2013; Lehtonen et al., 1998). Le Groupe Vuojärvi et le Groupe de Salla sont les unités lithostratigraphiques basales de la CLGB. Ceux-ci reposent de façon discordante sur les intrusions de tonalite-trondhjémite-granodiorite (TTG) archéennes. Le groupe est composé de quartzite et de gneiss micacé et serait possiblement d’origine volcanique (Eilu et Niiranen, 2013). Le Groupe de Salla occupe une surface d’environ 40 par 100 km et serait d’une épaisseur d’environ 2 km. Il s’agit de roches métavolcaniques extrusives de composition intermédiaire à felsique. Les compositions plus évoluées se retrouvent vers le sommet de la séquence stratigraphique (Hanski et al., 2005).
Le Groupe d’Onkamo recouvre de façon discontinue les roches du Groupe de Salla ou parfois directement les gneiss et granites archéens. Le Groupe d’Onkamo est principalement constitué de roches subaériennes de composition ultramafique à andésitique, de laves intermédiaires à mafiques amygdaloïdes, de roches ultramafiques fragmentaires et de tufs (Hanski et al., 2005).
Les groupes de Kuusamo et de Sodankylä sont datés de 2,2 Ga et représentent un évènement volcanique igné. Les roches du Groupe de Kuusamo sont des volcanites de composition basaltique à komatiitique d’affinité tholéitique (Eilu et Niiranen, 2013). Le Groupe de Sodankylä est une épaisse séquence de roches sédimentaires épiclastiques composée de quartzites et de schistes micacés. Les roches sédimentaires du Groupe de Sodankylä ont été déposées sur le plancher gneissique archéen et sur les roches volcaniques des groupes de Salla et d’Onkamo (Hanski et al., 2005). L’abondance et la distribution des quartzites suggèrent que le bassin de déposition s’était considérablement
élargi à partir d’un bassin de rift étroit après la cessation du volcanisme des groupes de Salla et d’Onkamo (Nikula, 1988).
Le Groupe de Savukoski repose en concordance sur le Groupe de Sodankylä. Il comprend des roches métasédimentaires à grains fins incluant des phyllades et des schistes noirs ainsi que des tuffites mafiques. Ce groupe contient les premières traces de graphite et de schistes sulfureux de toute la séquence stratigraphique de la CLGB (Hanski et al., 2005). Selon Hanski et al. (2005), le Groupe de Kittilä daté à 2.0 Ga (Lehtonen et al., 1998) représente l’une des plus grandes accumulations de roches métavolcaniques mafiques du Bouclier fennoscandien. Il forme un terrane couvrant une surface de plus de 2 600 km2 dans la partie centrale de la CLGB. L’épaisseur des roches volcaniques plissées a été estimée jusqu’à six kilomètres, mais le plancher sur lequel s’est déposé le Groupe de Kittilä n’a pas encore été établi avec certitude. La figure 2 montre que le contact avec les autres unités lithostratigraphiques est de nature discordante, avec des zones de chevauchement à l’est du complexe. Le contact au sud du Groupe de Kittilä (Figure 3) coïncide avec la zone de cisaillement Sirkka d’orientation est-ouest (Sirkka Shear Zone; Gaál et al., 1989).
Le Groupe de Kittilä est divisé en trois formations du plus jeune au plus vieux : Vesmajärvi, Porkonen et Kautoselkä (Lehtonen et al., 1998; Paakkola et Gehör, 1988; Patison et al., 2006). La Formation de Vesmajärvi comprend une variété des roches volcaniques mafiques sous-marines dont des laves en coussins, des brèches de coussins, des dykes hyaloclastiques ainsi que des sills gabbroïques. Quelques roches felsiques sont aussi présentes au milieu des unités mafiques (Hanski et al., 2005). La Formation de Kautoselkä est présente au sud-est et est composée de laves mafiques amygdaloïdales, de tufs et de tuffites. Bien que dominé par des roches volcaniques, le Groupe de Kittilä comprend aussi plusieurs unités sédimentaires inter-litées et quelques unités sédimentaires plus épaisses. Parmi les unités sédimentaires il y a des métagraywackes, des phyllades, des schistes à graphite et à sulfures et un peu de roches carbonatées. Une unité notable dans le Groupe de Kittilä est la formation de fer rubanée associée à la Formation de Porkonen. C’est le faciès oxydé qui la domine, mais il y a aussi le faciès
Vesmajärvi et de Kautoselkä, mais qui n’a pas été identifiée à la mine de Kittilä (Patison et al., 2007).
Le Groupe de Kumpu qui recouvre le Groupe de Kittilä, est composé de conglomérats de type molasse et de quartzite déposés dans des environnements deltaïques et de cônes fluviaux après 1913 Ma mais avant 1880 Ma (Rastas et al., 2001).
Figure 2. Séquence stratigraphique de la CLGB (Eilu et Niiranen, 2013).
Les roches volcaniques et sédimentaires du Groupe de Kittilä sont le produit du magmatisme océanique bimodal. Hanski et al. (2005) suggèrent que le groupe est allochtone et qu’il serait un ancien bloc de lithosphère océanique. La rareté des basaltes de type N-MORB indique que la majorité des roches volcaniques du Groupe de Kittilä représente un plateau océanique ou un segment de dorsale modifié par un panache mantellique. La signature chimique du groupe varie de tholéiitique férrifère à magnésienne
(Patison et al., 2007). L’hétérogénéité lithologique et géochimique du Groupe de Kittilä suggère qu’il s’est formé par l’amalgamation de plusieurs terranes volcaniques durant un épisode de convergence océanique (Hanski et al., 2005).
Figure 3. Carte lithostratigraphique simplifiée de la CLGB (d’après Lehtonen et al., 1998) démontrant la localisation des minéralisations aurifères significatives et les failles majeures.
En résumé, les structures retrouvées dans la CLGB se sont développées lors d’une histoire géologique complexe. Le régime en extension s’est interrompu lors d’un évènement de collision qui a produit le chevauchement d’une ancienne (~2000 Ma) lithosphère océanique sur les roches cratoniques de l’Archéen. Ce chevauchement du Groupe de Kittilä s’est terminée vers ~1920 Ma (Hanski et al., 2005). Deux régimes en compression ont causé la fermeture de l’océan Lapland-Kola puis la collision du complexe d’arc Svecofennien avec le continent archéen. Pour le moment, la signification de ces deux évènements de collision orogénique par rapport à la mise en place du Groupe de Kittilä est encore incertaine (Hanski et al., 2005).
Chapitre 3 – Géologie du dépôt de Kittilä
Le gisement de Kittilä (Figure 4), qui s’étend sur plus de 4,5 km de longueur, se retrouve dans le Groupe de Kittilä. Le dépôt se situe sur la KSZ de direction nord à nord-nord-est. Cette zone de cisaillement fait 25 km de longueur avec un pendage variant de vertical en surface, à fort vers l’ouest plus en profondeur (Figure 5; Patison et al., 2007). La KSZ est une structure complexe qui a enregistré plusieurs épisodes de mouvement (Eilu et Niiranen, 2013). La déformation a créé un aplatissement accompagné de mouvements de décrochement. Les données aéromagnétiques indiquent que les premiers épisodes ont été des décrochements senestres. Puis, du décrochement dextre, plus récent, a affecté la partie la plus large de la zone minéralisée (zone Suuri; Eilu et Niiranen, 2013).
Le gisement est situé dans des roches au grade métamorphique du faciès des schistes verts. Les minéraux retrouvés dans les métapélites associés à ce faciès sont la muscovite, la chlorite, la biotite, l’albite et le quartz (Hölttä et al., 2007). Dans les roches mafiques les minéraux caractéristiques retrouvés sont l’actinote, la chlorite, l’épidote, l’albite, du quartz et des carbonates (Hölttä et al., 2007).
Il a été spéculé que la minéralisation se retrouve au contact entre les formations de Vesmajärvi et de Kautoselkä, mais ceci n’a pas été démontré avec certitude (Patison et al., 2007). La minéralisation se trouve dans les zones de cisaillement de direction nord et moins fréquemment dans les zones de direction nord-est (seulement dans la fosse Ketola qui est la plus au sud). La minéralisation est encaissée par les roches mafiques ainsi que par des roches intermédiaires et felsiques (Figure 5). Une corrélation positive existe entre les zones cisaillées les plus intenses et la quantité d’or présente dans les roches. Toutefois, il n’est pas encore établi si la minéralisation coïncide avec la combinaison des cisaillements senestres et dextres ou bien seulement avec les derniers (Eilu et Niiranen, 2013; Patison et al., 2007). Les quelques unités métasédimentaires retrouvées dans le dépôt, comme les formations de fer rubanées (dépourvues de magnétite), ne sont pas minéralisée (Patison et al., 2007). Les roches ultramafiques ne sont pas minéralisées (Eilu et Niiranen, 2013). La roche encaissante ainsi que les sulfures disséminés montrent des évidences de déformation post-minéralisation. Des failles cassantes recoupent la minéralisation mais elles n’ont pas déplacé significativement les zones minéralisées (Eilu et Niiranen, 2013; Patison et al., 2007)
Figure 5. Section transversale de la zone minéralisée de la fosse Suuri (modifiée de Patison et al., 2007).
Afin d’avoir une bonne représentation spatiale du dépôt, ce dernier a été étudié à l’aide de 38 forages répartis sur 10 sections transversales couvrant une longueur de 3,8 kilomètres (Figure 6). Les sections choisies couvrent le dépôt des zones Etelä à Rimpi. En effet, le gisement est divisé en différentes zones. Les premières zones minées ont été à partir de deux fosses : Suuri et Rouravaara. Puis, les opérations souterraines ont suivi en octobre 2010. Depuis novembre 2012, les opérations sont uniquement souterraines pour ces
W E
Ultramafic volcanic Mafic lava (massive) Mafic pillow lava Mafic pyroclastic Mafic dyke Intermediate volcanic Felsic volcanic Sediment/volcanic Chert/argillite 200 m 400 m 0 m
Intense shear zone
Au mineralised zones
zones. Plus au sud, deux petites fosses vont éventuellement être minées. La première, la plus au sud, se nomme Ketola, et la seconde, Etelä. Au nord de la zone Rouravaara se trouve la zone Rimpi. La zone Rimpi, qui fera l’objet de développements miniers, est une zone minéralisée significative avec potentiellement de meilleures teneurs sur des plus grandes épaisseurs que celles présentement minées (Agnico Eagle, 2015).
Figure 6. Géologie de la mine de Kittilä et localisation des zones d’échantillonnages du till : Fosse Etelä (n=4) et fosse Suuri (n=11), ainsi que les différentes sections transversales utilisées pour décrire le dépôt (modifiée de Koppström, 2012).
3.1 Minéralisation du dépôt de Kittilä
Les deux minéraux qui contiennent de l’or au dépôt de Kittilä sont l’arsénopyrite ainsi que la pyrite. L’or est retrouvé sous forme d’inclusions ou en solution solide dans la matrice de la pyrite arsénifère (22,7%) et de l’arsénopyrite (73,2 %; Kojonen et Johanson, 1999). La présence d’arsénopyrite est habituellement un bon indicateur pour l’or. Le reste de l’or est retrouvé sous forme libre (Kojonen et Johanson, 1999). Les inclusions d’or sont fréquentes dans la pyrite est plus rares dans l’arsénopyrite. L’or se présente sous forme d’électrum (22 % poids Ag, 1,4 % poids Hg) et sous forme d’alliages de composition variable (52-59 % poids Ag, 17,7-33,6 % poids Hg; Chernet et al., 1999b). La taille des grains d’or est typiquement entre <1 et 100 µm (Kojonen et Johanson, 1999) mais peut atteindre 250 µm en inclusion dans l’arsénopyrite (Figure 7).
rutile, la sphalérite, la chromite, la pyrrhotite, la galène et l’hydroxyde de fer (Aho, 2009; Chernet et al., 1999b). Même si la chalcopyrite, la tétraédrite et la chalcocite sont retrouvés en inclusions dans la pyrite et l’arsénopyrite, elles sont retrouvées le plus souvent dans les veines et veinules de quartz et de carbonate (Chernet et al., 1999b). La chalcopyrite se retrouve sous forme de petits grains xénomorphes et dans des veinules irrégulières. Les minéraux secondaires comme la chalcocite, la talnakhite et la bornite remplacent la chalcopyrite et la tétraédrite. La chalcopyrite et la tétraédrite remplissent parfois les fractures dans les grains de pyrite. La gersdorffite est xénomorphe à subidiomorphe disséminée dans la gangue lorsque l’arsénopyrite est rare. Elle est rarement retrouvée en inclusion dans la pyrite, associée avec de la chalcopyrite ou avec de l’arsénopyrite à grains fins (Chernet et al., 1999b).
L’arsénopyrite présente parfois des zonations (Figure 8a) facilement observables au microscope optique. La taille des grains varie de 20 µm à 2 mm. Les grains sont idioblastiques, toutefois beaucoup de grains dans les zones de cisaillement ont été fracturés. Quatre différentes générations d’arsénopyrite ont été identifiées par Koppström (2012). Les différentes générations d’arsénopyrite ont été divisées selon leurs textures, leurs localisations dans les grains ainsi que leurs compositions chimiques. La première génération est au centre des grains et est typiquement poreuse. La deuxième génération d’arsénopyrite est la plus riche en or (Koppström, 2012) et se forme généralement autour de la première génération. En comparaison avec les autres générations, elle est plus pauvre en Mn, Sb et Fe. La troisième génération d’arsénopyrite provient de la recristallisation des générations précédentes, généralement la deuxième. Elle est la plus riche en As, Co, Cu, Sb et Ni. La quatrième génération est moins fréquente, elle est la plus riche en Fe, S et Ag (Koppström, 2012). Les inclusions identifiées dans les cristaux d’arsénopyrite (Figure 8b) comprennent la pyrite, le rutile, la chalcopyrite, la pyrrhotite, la sphalérite et l’or
Selon Koppström (2012), il y aurait quatre générations de pyrite et la deuxième génération de pyrite est associée avec les concentrations en or les plus élevées. La présence d’arsenic dans la pyrite provoque une anisotropie optique sans toutefois présenter la zonalité dans les grains. La forme des grains est idiomorphe à sub-idiomorphe. Les grains sont parfois disséminés et parfois en agrégats. La grosseur des grains est entre 20 µm et 3 mm. Dans les zones cisaillées, les cristaux de pyrite s’alignent dans le plan de
cisaillement. Il y a plusieurs minéraux en inclusion, notamment l’arsénopyrite, le rutile, la chalcopyrite, la pyrrhotite et la sphalérite.
Le rutile se trouve sous forme de petites (10-50 µm) inclusions dans la pyrite et l’arsénopyrite (Figure 8b). Son identification est délicate en microscopie optique étant donné la petite taille des grains ainsi que sa ressemblance avec la sphalérite. Certains grains de rutile dans les zones minéralisées présentent une zonation observable au MEB. Beaucoup de grains de leucoxène sont disséminés dans les roches non minéralisées. La pyrrhotite est surtout trouvée dans les petits intervalles de formations de fer rubanées inter-litées avec les roches volcaniques. Elle est aussi disséminée dans les veines et veinules de quartz et carbonate qui recoupent les roches présentant de la pyrite (Koppström, 2012). Les cristaux sont xénomorphes avec une taille variant de quelques µm à 2 mm.
Figure 8. A) Cristal d’arsénopyrite zonée partiellement remplacé par de la pyrite. B) Cristal d’arsénopyrite démontrant des inclusions de rutile et de chalcopyrite. Abréviations tirées de (Whitney et Evans, 2010).
3.2 Altération hydrothermale
Quatre types d’altération hydrothermale sont retrouvés dans le dépôt (Figure 9). En périphérie de la zone minéralisée, les roches sont recoupées par des veines et veinules de quartz/calcite. En s’approchant des zones minéralisées, le carbonate principal devient de la dolomite. La dolomite caractérise l’altération proximale pervasive retrouvée dans les zones brèchiques. Parfois, les zones bréchiques sont aussi très silicifiées. Les zones fortement albitisées constituent l’altération proximale de la minéralisation aurifère (Härkönen, 1997). Elles sont associées avec l’arsénopyrite et la pyrite riche en or. L’albite est pervasive ou en veinules dans ces zones et s’étend rarement plus de deux mètres dans les roches encaissantes non minéralisées (Chernet et al., 1999b).
La description des forages a permis de cartographier la distribution des différentes minéralisations et altérations observées sur les sections transversales du dépôt (Figure 10, Annexe 1). Il est possible de remarquer un changement des carbonates, passant de la calcite à la dolomite, en se rapprochant de la zone minéralisée. De plus, les roches contenant de la pyrite sans arsénopyrite sont pratiquement toujours dépourvues d’or. Bref, avec le type de minéralisation, structures observées et altérations présentes, on remarque que Kittiliä est un dépôt d’or orogénique comparable aux dépôts d’or présents dans les ceintures de roches vertes ailleurs dans le monde (Patison et al., 2007).
Figure 9. Altérations les plus communes à la mine de Kittilä A) veine quartz/calcite (Couleur rosé donnée par l’alizarine) B) Silicification C) Dolomitisation (couleur mauve donnée par l’alizarine) D) Albitisation. Abréviations tirées de (Whitney et Evans, 2010).
Figure 10. Coupe transversale (37 600) avec la trace des forages étudiés. L’enveloppe minéralisée est représentée en tirets et les teneurs des forages sont directement sur leur trace respective.
3.3 Géologie quaternaire et description du till
La Couverture de Glace Scandinave (CGS) a couvert la Finlande et le nord-ouest des plaines russes plusieurs fois durant les épisodes de glaciation du Quaternaire. Il n’est pas possible de savoir exactement combien de fois la Finlande a été recouverte par la glace lors du Quaternaire puisqu’elle est située près du centre de la glaciation et que chaque avancé de glace a érodé la majorité des dépôts interglaciaire et glaciaire (Lunkka et al., 2004). Dans la plupart des régions, seulement les sédiments déposés lors de la dernière glaciation (Weichselien) reposent sur le socle rocheux Précambrien (Lunkka et al., 2004).
Selon Lunkka et al. (2004), le nord et le sud de la Finlande ont subit une histoire glaciaire différente lors du Weichselien. La grande différence est que le nord de la Finlande était déjà recouvert par la CGS au néo-Weichselien tandis que le sud était libre de glace. Ceci était probablement le résultat du développement de deux dômes de glace
semi-indépendants localisés dans les Montagnes Scandinaves. À proximité de la zone de division glaciaire (Figure 11), les processus d’érosion et de déposition étaient beaucoup plus faibles ce qui permet de retrouver plus d’une couche de till superposées ainsi que la présence du socle rocheux altéré et très peu strié (Johansson, 1995; Lunkka et al., 2004).
Figure 11. Localisation du dépôt de Kittilä (étoile) et représentation de la zone de division glaciaire par les traits ombragés (Johansson, 1995).
La progression des glaciers au-dessus de Kittilä se serait effectuée de l’ouest vers l’est (Hirvas, 1977; Sarala, 2013). Le couverture glacière s’est retirée de façon graduelle de la municipalité de Kittilä il y a environ 10 200 ans (Johansson et Kujansuu, 2005). Les différentes structures observées sont le reflet de la position des glaces et du niveau de l’eau dans le temps par rapport à l’endroit échantillonné. Lors de la déposition des premiers sédiments (les plus près du socle rocheux) le bord du glacier est à proximité. Avec le retrait des glaciers et l’augmentation du niveau de l’eau, la quantité de grains de granulométrie grossière diminue et le contenu en argile augmente (Mäkilä et Muurinen, 2008).
Le dépôt de Kittilä est recouvert en surface par des dépôts glaciaires. Ces dépôts sont composés de till de composition variable, d’une couche de sable et par endroit d’un horizon d’argile, le tout recouvert de tourbe. La hauteur moyenne des dépôts varie entre un à trois mètres et atteint jusqu’à cinq mètres par endroits. La tourbe en surface à une épaisseur variant de quelques dizaines de centimètres à un mètre et demi. Des couches de varves de quelques millimètres à quelques centimètres présentent des signes de granoclassement inverse. Les couches de sédiments sont continues et il n’y a pas beaucoup de structures glacio-tectoniques (Peltoniemi-Taivalkoski et Sarala, 2009). Au-dessus de la fosse Etelä deux niveaux de tills superposés sont présents. Le till 1 qui se retrouve à la base est d’une épaisseur d’environ 1,5 mètres. L’épaisseur du till 2 est d’environ un mètre. La limite entre les deux tills n’est pas franche, mais il est possible de les différencier par leur composition différente. Le till 1 présente des cailloux en plus faible quantité mais de taille plus considérable. Les cailloux retrouvés dans ce till sont angulaires à sub-angulaire. Le till 2 comporte davantage de cailloux et ils sont d’une taille généralement inférieure à trois centimètres. Ceux-ci présentent un degré d’arrondissement de sub-arrondi à arrondi. Au-dessus de la fosse Suurikuusikko Peltoniemi-Taivalkoski et Sarala (2009) ont noté que l’orientation des cailloux n’est pas évidente, mais varie de N220° à N340°. Ils ont remarqué que la composition des roches dans le till reflète un apport d’une source locale étant donné qu’il y a davantage de roches volcaniques alcalines que de granitoïdes et quartzites. De plus, les roches volcaniques retrouvées présentent aussi des arrêtes plus anguleuses (Peltoniemi-Taivalkoski et Sarala, 2009). Une couche de sable avec des traces de graviers recouvre le till 2, son épaisseur fait de 20 à 50 centimètres. Au-dessus de cette couche de sable il y a un horizon d’épaisseur variable (1 à 20 cm) d’argile qui est recouvert par la couche de tourbe.
La surface de la roche du dépôt, sous les dépôts glaciaires, est généralement altérée chimiquement principalement en raison de l’altération pré-glaciaire. Les contacts sont distincts entre la couleur rouillée de la roche et le noir graphiteux des zones de cisaillement. La surface a aussi été soumise à l’usure des glaciers et donc les roches érodées du dépôt de Kittilä sont retrouvées principalement dans le till 1 (Peltoniemi-Taivalkoski et Sarala, 2009). Selon, Peltoniemi-(Peltoniemi-Taivalkoski et Sarala (2009) les distances de transport du till de base sont faibles. Les anomalies géochimiques en Au, As, K, Mn et Sb dans le till sont plus évidentes dans le till 1 puisque le till 2 contient davantage de cailloux ainsi que de matériel de granulométrie fine de provenance distale.
Chapitre 4 – Méthodes analytiques
4.1 Échantillonnage
L’objectif de l’échantillonnage était de sélectionner des échantillons (108 échantillons; Annexe 2) de forages représentatifs du dépôt dans son ensemble. Parmi les échantillons de roches sélectionnés, 60 lames minces polies ont été produites. L’identification et la sélection des minéraux indicateurs à étudier ont été réalisées à l’aide d’un microscope optique et du MEB.
Quatre échantillons de till, d'un poids variant de 30 à 40 kg ont été récupérés durant les travaux de terrain dans la partie sud de la fosse Etelä (Figure 12). Les échantillons de till de la fosse Etelä (Figure 13) ont été pris dans la direction de l’écoulement glaciaire. Basé sur des échantillonnages de till précédents au-dessus de la fosse Suurikuusikko (Peltoniemi-Taivalkoski et Sarala, 2009), le till basal a été échantillonné afin de représenter les affleurements de roche à proximité. Il a été suggéré que le till basal ait été transporté sur une faible distance (Sarala, 2013). Le premier échantillon a été pris cinq mètres en amont de la zone de cisaillement, puis les autres à 10, 20 et 40 mètres en aval du début de la zone minéralisée. Afin d’avoir une face dégagée et propre pour identifier les différents sédiments glaciaires et de pouvoir échantillonner adéquatement, une excavatrice a été employée pour préparer les puits d’échantillonnage (Figure 14). Étant donné l’épaisseur des dépôts glaciaires, pour des raisons d’accessibilité et de sécurité sur le site minier, la partie sud de la fosse Etelä fut choisie pour l’échantillonnage. La zone minéralisée est connue en surface, le mort terrain était déjà excavé jusqu’au socle rocheux et cette localisation permettait d’échantillonner du till en amont et en aval de la zone minéralisée.
Figure 13. Localisation des échantillons de till dans la fosse Etelä.
Figure 14. Puits d'échantillonnage du till #3 dans la fosse Etelä avec les différentes couches observées et l’emplacement de l’échantillon de till prélevé (étoile)
Aux quatre échantillons prélevés à l’été 2013, s’ajoutent cinq échantillons de concentrés de minéraux lourds extraits de tills fournis par le GTK (Peltoniemi-Taivalkoski et Sarala, 2009). Ces échantillons de till du GTK ont été pris lors de l’excavation de la couche de surface au-dessus de la fosse Suurikuusikko. Le GTK a aussi récolté le till basal (Till 1) avec un espacement assez rapproché entre chacun des échantillons (Figures 6 et 15). Le GTK a échantillonné en débutant en amont des zones minéralisées. Ils ont traversé trois zones minéralisées en suivant la direction de l’écoulement glaciaire et ont récolté deux échantillons en aval de la dernière zone. La localisation des cinq échantillons fournis par le GTK est représentée en figure 15, ils sont tous dans le till 1.
Figure 15. Localisation de certains échantillons de till de la fosse Suurikuusikko prélevés par Peltoniemi-Taivalkoski et Sarala (2009). La localisation des échantillons étudiés est représentée par un triangle vert. Les étoiles jaunes représentent la localisation et le nombre de grains d’or récoltés dans les échantillons. Les barres grises représentent la concentration en or (ppb; GFAAS), dans la fraction <0,06mm (modifiée de Peltoniemi-Taivalkoski et Sarala, 2009.
4.2 Désagrégation par impulsion électrique
La méthode de DIE a été utilisée dans le but de récupérer un maximum de minéraux indicateurs dans les échantillons de carottes. Cette technique a été utilisée pour sept échantillons (Annexe 3) représentatifs du dépôt. Trois des sept échantillons étaient localisés dans des zones minéralisées de roches volcaniques bréchiques. Les autres échantillons ont été sélectionnés dans le but de récupérer de la magnétite dans les roches encaissantes. Ces quatre échantillons étaient majoritairement représentatifs de petites formations de fer rubanées présentant de la pyrite et de la pyrrhotite. La DIE consiste à envoyer un courant électrique à partir d’une source à très haut voltage dans un bain d’eau contenant l’échantillon. Ceci est un moyen efficace de libérer les minéraux de la roche (Cabri et al., 2008). Un avantage majeur d’utiliser cette méthode est que les grains des minéraux peuvent être récupérés dans leur forme originale indépendamment de leur grosseur (McClenaghan et al., 2011). La préparation des échantillons par DIE a été réalisée par ODM. L’échantillon a été désagrégé à une grosseur de 90% plus petit que 1 mm. La fraction <1 mm a été par la suite micro-pannée afin de récupérer les grains d’or. Une séparation par liqueur lourde de gravité spécifique de 3,2 a été faite sur la fraction <1 mm restante afin de réduire le nombre de grains. Puis, la fraction magnétique fut séparée du reste de l’échantillon. De plus, afin d’éviter toute contamination, un blanc d’analyse composé de quartz à été désagrégé entre chacun des échantillons.
4.3 Concentrés de minéraux lourds
Les concentrés de minéraux lourds (CML) ont été préparés à partir des échantillons de till en suivant les méthodes de récupération des minéraux indicateurs recommandées par McClenaghan (2011). Les CML ont été préparés par ODM à Ottawa. Les grains ont été triés en différentes fractions en fonction de leur grosseur (<0,063 mm, 0,063 – 0,25 mm, 0,25 – 0,5 mm et 0,5 – 1,0 mm). Les échantillons ont été pannés et la table vibrante a été utilisée dans le procédé de pré-concentration. La concentration finale a été effectuée avec des liqueurs lourdes d’une gravité spécifique de 3,0 dans le but de pouvoir récolter de la tourmaline. Par la suite, la fraction ferromagnétique a été séparée. La masse des différentes fractions est retrouvée aux annexes 4 et 5.
Sappin et al. (2014) ont suggéré que 100 grains est le nombre optimal de grains afin d’avoir un sous-échantillon représentatif d’une fraction ferromagnétique. La fraction
magnétique à été séparée aléatoirement afin d’avoir approximativement 100 grains pour chaque échantillon, puis ces grains ont été montés dans un disque d’époxy. À la suite du polissage, avec la présence de pyrrhotite et les surfaces d’analyses des grains parfois trop petites, 50 à 60 grains ont été analysés pour chacun des échantillons. La composition chimique des grains a été établie en utilisant la microsonde électronique (voir chapitre 4.4 pour la méthode analytique).
Les autres minéraux indicateurs potentiels considérés étaient le rutile, la tourmaline, la scheelite, la galène et l’arsénopyrite. La fraction de 0,5-1,0 mm du concentré de minéraux lourds d’une gravité spécifique supérieure à 3,0 a été examinée sous le binoculaire afin d’extraire les minéraux indicateurs potentiels et de les monter sur une pastille d’époxy. L’identification finale des minéraux s’est faite à l’aide du MEB.
4.4 Microsonde électronique
La détermination de la composition chimique a été établie à l’aide de la microsonde électronique. Les analyses ont été réalisées sur des cristaux de rutile, de tourmaline et de magnétite. À la suite d’une revue de la littérature sur le rutile (Clark et Williams-Jones, 2004; Dostal et al., 2009; Foley et al., 2000; Luvizotto et Zack, 2009; Luvizotto et al., 2009; Meinhold, 2010; Scott et Radford, 2007; Triebold et al., 2012; Urban et al., 1992; Xiong et al., 2011; Zack et al., 2002; Zack et al., 2004a; Zack et al., 2004b), un protocole a été développé afin d’analyser la composition en éléments mineurs et traces du rutile. Onze éléments sélectionnés (Fe, V, Nb, Si, Mg, Ti, Cr, Ta, W, Sn, Sb) donnaient des résultats au-dessus de la limite de détection dans les cristaux de rutile. Les analyses ont été réalisées avec la microsonde CAMECA SX-100 équipée de cinq spectromètres à longueur d’onde dispersive, dans le laboratoire de microanalyse de l’Université Laval. Les conditions analytiques étaient 25 kV et 100 nA avec un faisceau d’électrons de 5 µm. La description de la méthode analytique est résumée au tableau 1.
Dans le cas de la tourmaline, les conditions analytiques étaient 15 kV et 20 nA avec un faisceau d’électrons de 10 µm pour les éléments majeurs. La description de la méthode
La composition chimique de la magnétite a été mesurée avec une version modifiée de la méthode de Dupuis et Beaudoin (2011). Les conditions analytiques étaient 15 kV et 100 nA avec un faisceau d’électrons de 10 µm. La description de la méthode analytique est au tableau 4.
Élément
(spectromètre)
Cristal
Raie
Temps de comptage
(s)
L.D. (ppm)
Pic
Bruit de fond
Fe
LIF (1)
Kα
20
10
845
Cr
LLIF (2)
Kα
20
10
225
Ca
LPET (3)
Kα
20
10
141
Na
TAP (4)
Kα
20
10
336
Mg
TAP (4)
Kα
20
10
126
Si
TAP (5)
Kα
20
10
148
Al
TAP (5)
Kα
20
10
225
Tableau 2. Conditions analytiques pour la détermination de la composition en éléments majeurs de la tourmaline.
Élément
(spectromètre)
Cristal
Raie
Temps de comptage
(s)
L.D. (ppm)
Pic
Bruit de fond
Ti
LIF (1)
Kβ
30
15
380
V
LIF (1)
Kβ
120
60
159
Cr
LIF (1)
Kα
200
100
19
Fe
LIF (1)
Kα
60
20
35
Nb
LPET (3)
Lα
120
45
22
Sn
LPET (3)
Lα
200
100
9
Sb
LPET (3)
Lα
300
150
8
W
LLIF (2)
Lα
100
100
40
Mn
LLIF (2)
Kα
100
100
11
Ta
LLIF (2)
Lα
150
150
30
Si
TAP (4)
Kα
40
15
12
Mg
TAP (4)
Kα
90
30
12
Élément
Cristal (spectromètre)
Raie
Temps de comptage (s)
Pic
Bruit de fond
L.D. (ppm)
Mn
LIF (1)
Kα
40
20
30
Ti
LIF (1)
Kα
40
20
27
Zn
LLIF (2)
Kα
40
20
70
Cu
LLIF (2)
Kα
40
20
54
Ni
LLIF (2)
Kα
40
20
40
Co
LLIF (2)
Kα
40
20
40
V
LLIF (2)
Kα
40
20
39
Sc
LPET (3)
Kα
40
20
29
K
LPET (3)
Kα
40
20
10-140
Cl
LPET (3)
Kα
40
20
10
Sr
TAP (4)
Lα
40
20
92
F
LPC0
Kα
40
20
100-2000
Tableau 3. Conditions analytiques pour la détermination de la composition en éléments traces de la tourmaline.
Élément
Cristal (spectromètre)
Raie
Temps de comptage (s) L.D. (ppm)
Pic
Bruit de fond
V
LIF (1)
Kα
80
20
54
Cr
LIF (1)
Kα
80
20
49
Zn
LLIF (2)
Kα
40
15
107
Cu
LLIF (2)
Kα
40
20
84
Ni
LLIF (2)
Kα
40
20
63
Mn
LLIF (2)
Kα
40
20
41
K
LPET (3)
Kα
40
15
14
Sn
LPET (3)
Lα
40
20
48
Ca
LPET (3)
Kα
40
20
15
Ti
LPET (3)
Kα
40
15
19
Al
TAP (4)
Kα
40
20
18
Si
TAP (4)
Kα
60
20
15
Mg
TAP (5)
Kα
40
20
22
P
TAP (5)
Kα
40
15
23
Tableau 4. Conditions analytiques pour la détermination de la composition de la magnétite.
Chapitre 5 – Minéraux indicateurs du dépôt
Une sélection de certains minéraux considérés comme indicateurs a été réalisée avant de débuter le projet de recherche à la mine de Kittilä. Cette sélection, basée sur les minéraux les plus fréquents dans les gisements d’or orogéniques, comprenait le rutile, la magnétite, la tourmaline, la scheelite, l’arsénopyrite, la galène et l’or. Toutefois, une fois sur place seulement du rutile, de la tourmaline, de l’arsénopyrite et de l’or ont été retrouvés dans le dépôt. L’arsénopyrite est un des meilleurs minéraux indicateurs d’une zone minéralisée à Kittilä, car il contient en grande majorité l’or qui est extrait de la mine. Cependant, l’arsénopyrite devient très soluble dans les conditions superficielles en milieu oxydant (Craw et al., 2003). Aucune scheelite et galène ne furent observées dans les carottes de forages et en lames minces polies. L’étude a donc porté spécifiquement sur le rutile et la tourmaline.
5.1 Pétrographie du rutile
Du rutile a été retrouvé dans huit échantillons. Quatre étaient dans une zone minéralisée : 99015_D (volcanique mafique fragmentaire), 05107_B (basalte massif mafique), 06106_E (volcanique mafique fragmentaire), 08008B_C (volcanique mafique fragmentaire silicifiée). Un échantillon étaient localisé à 4 mètres d’une zone minéralisée : 10108_C (volcanique mafique fragmentaire. Puis les échantillons 06001_B (basalte massif mafique), 05024_B (basalte massif mafique) et 99015_C (volcanique mafique interlitée par des bancs centimétrique de formations des fers rubannées) étaient respectivement à 9, 18 et 40 mètres d’une zone minéralisée. En lame mince, le rutile était très difficile à identifier dû à sa petite taille (généralement <50 µm) et sa ressemblance avec la sphalérite. Il se situe parfois dans des zones minéralisées avec de l’arsénopyrite ainsi qu’avec de la pyrite et de la sphalérite (Figure 16). Il est parfois situé en bordure des sulfures mais ne semble pas les remplacer. Dans d’autres échantillons, des cristaux de rutile sont fracturés (Figure 17) ou en bordure de veinules de calcite. Le rutile retrouvé est en grande majorité xénomorphe, rarement hypidiomorphe.
Figure 16. Cristaux de rutile identifiés par leur numéro d’analyse dans une zone riche en arsénopyrite et pyrite.
Figure 17. Photomicrographie en électrons rétrodiffusés démontrant une variation de composition d’un cristal de rutile fracturé accompagné d’un cristal d'arsénopyrite dans le coin supérieur gauche.
5.2 Composition chimique du rutile
Le rutile est un dioxyde de titane, sa formule moléculaire est TiO2. Le rutile cristallise dans une structure tétragonale avec chacun des cations Ti4+ entouré par six anions d’O2- dans les coins d’un octahèdre légèrement déformé. Chacun des anions d’O2- est entouré par trois cations Ti4+ alignés en plan en forme de triangle équilatéral (Deer et al., 1992). La substitution d’éléments mineurs dans sa structure est contrôlée par la taille et la valence de l’élément substitut. Les éléments les plus fréquents qui peuvent prendre la place du site du Ti sont : Fe, Ta, Nb, V, W, Zr, Sn, Cr et Sb (Scott, 2005). Le Cu peut aussi être
Le rutile dans les roches non altérés et stériles est habituellement presque du TiO2 pur. Des substitutions mineures en Fe, Cr, V, Mg et Mn sont fréquentes mais généralement pas diagnostique d’un environnement géologique particulier (Clark et Williams-Jones, 2004). Dans les zones minéralisées, le rutile peut se former à partir de la cristallisation du magma lors de l’altération de l’oxyde titanifère primaire et de minéraux silicatés ou être présent comme constituant de la roche encaissante non altérée (Clark et Williams-Jones, 2004). La formation du rutile pendant l’altération et sa préservation par la suite est le produit de l’immobilité du Ti sous plusieurs conditions géologiques et la stabilité générale du rutile dans la majorité des environnements. Le métamorphisme peut recristalliser le rutile primaire, mais il est stable à des températures et pressions relativement élevées (Zack et al., 2002).
Pour les échantillons de rutile ne présentant pas de zonation, les concentrations des différents éléments sont présentées en fonction de leur distance avec les zones minéralisées. Cette distance a été établie en comparant les résultats d’analyses des teneurs en or des forages. Une zone minéralisée est définie comme une section de forage supérieure à 2 m ayant des teneurs aurifères supérieures à 1 g/t. La figure 18 montre que la concentration en Si et Fe diminue en se rapprochant de la zone minéralisée. Le Si et le Fe ont une forte corrélation positive entre eux (r2 = 0,68) ainsi qu’une corrélation positive avec la distance de la zone minéralisée de 0,48 pour le Si et de 0,41 pour le Fe (Tableau 5).
Figure 18. Concentration du Si en fonction du Fe des cristaux de rutile par rapport à la distance d’une zone minéralisée.
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>6B?
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>6BF
>6DF
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Tableau 5. Corrélation (r2) entre la distance, le Fe et le Si.
La figure 19 montre la variation de concentration en V en fonction du Nb. La concentration de V varie de 263 ppm à 22 814 ppm. Il est intéressant de noter que seulement les échantillons dans les zones minéralisées (0m) ont des valeurs de V supérieures à 0,6%.
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Figure 19. Concentration du V en fonction du Nb dans le rutile par rapport à la distance d’une zone minéralisée.
La figure 20 montre une tendance linéaire de l’accroissement en W+V ainsi qu’une diminution en Si+Fe en se rapprochant des zones minéralisées.
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