Les roches étudiées sont des roches métamorphiques et, par soucis de simplification, le préfixe « méta » est omis pour tous les types de roches archéennes mentionnés dans le texte. Plus de 50% du volume de la croûte continentale terrestre s’est formé avant la fin de l’Archéen (voir Laurent et al. 2014 et références incluses). Les cratons archéens sont principalement constitués de trois ensembles lithologiques :
– Les ceintures plutono-métamorphiques, qui sont des assemblages de roches sédimentaires et de roches intrusives qui sont principalement des intrusions de type tonalite-trondhjémite-granodiorite –TTG ;
– Les ceintures de roches vertes, qui correspondent à des roches supra-crustales (c.-à-d. roches sédimentaires et roches volcaniques) recoupées par des intrusions (de type TTG principalement) ;
– Des plutons plus riches en K que les TTG, qui sont de faible volume et qui recoupent les deux premiers ensembles et font parties des dernières étapes de formation des cratons archéens.

Les ceintures de roches vertes, telles que celles observées dans la Sous-province de l’Abitibi, Canada, sont une composante essentielle des cratons qui ont une grande importance économique. Ce sont des assemblages de roches supra-crustales qui se sont majoritairement mises en place sur le plancher océanique et qui sont dominées par des ensembles volcaniques mafiques-ultramafiques à felsiques et par des roches sédimentaires (Dimroth et al. 1982, Condie 1989, Daigneault et al. 2002). La majorité des roches magmatiques se sont formées pendant la période synvolcanique, qui est caractérisée par la mise en place de gros volumes importants de magmas. Ces magmas forment des laves de composition mafique à felsique et d’affinité tholéiitique à clacoalcaline ainsi que des intrusions qui correspondent à des complexes sub-volcaniques (Dimroth et al. 1982, Mueller et al. 1989). La période synvolcanique est suivie par les périodes syn- et post-tectoniques, qui sont caractérisées par la mise en place de plus petits volumes de magmas d’affinité calco-alcaline à alcaline pendant et après une période de déformation et d’érosion (Moyen et al. 2003, Laurent et al. 2014). Un grand nombre d’intrusions, qui sont principalement de type TTG, est également mis en place durant la totalité de ces épisodes magmatiques (Sage et al. 1996, Laurent et al. 2014). Les ensembles volcaniques archéens sont les hôtes de nombreuses minéralisations de types sulfures massifs volcanogènes (SMV) et or orogénique formées pendant les périodes synvolcaniques et syntectoniques, respectivement.

Les roches volcaniques mafiques constituent une part importante des ceintures de roches vertes archéennes (Condie 1989). Les basaltes sous-marins peuvent former de grandes unités, qui se sont généralement mises en place sur le plancher océanique et sont observables sur plus de 100 kilomètres de distance. Certaines coulées peuvent être individualisées sur des dizaines de km (Dimroth et al. 1982). Ces basaltes sont généralement considérés comme ayant été produits par la fusion partielle d’un manteau relativement enrichi, ce qui les distingue des basaltes des rides médio-océaniques actuelles qui proviennent du manteau appauvri (Condie 2005, Bédard 2006, Herzberg et al. 2010, Moyen et Laurent 2018). La nature de ce manteau enrichi fait l’objet de plusieurs hypothèses. Il s’agit soit : 1) d’un manteau primitif ayant subi peu d’extraction de croûte et/ou qui a été homogénéisé par une convection vigoureuse (Condie 2005, Moyen et Laurent 2018) ; ou 2) d’un manteau appauvri qui aurait été ré-enrichi par l’introduction de croûte dans le manteau par, par exemple, un processus de délamination (Wyman 1999, Bédard et al. 2006).

Plusieurs modèles sont proposés pour expliquer la formation des ceintures de roches vertes (Dimroth et al. 1982, Polat et Kerrich 2001, Thurston 2002, Windley 2017, Polat et al. 2018b). Ces modèles s’appuient, entre autres, sur notre compréhension du mode de mise en place des unités basaltiques. Les principaux modèles sont : 1) le modèle horizontal de type « tectonique des plaques » (Wyman 1999, Polat et Kerrich 2001, Daigneault et al. 2002, Polat et al. 2006) ; et 2) le modèle verticaliste de sagduction présenté sous forme d’inversion/retournement de croûte ou du manteau lithosphérique (Hamilton 1998, Bédard 2006, Bédard et al. 2013).

Les unités de basaltes forment majoritairement des plaines de lave issues d’un volcanisme fissural. Ces unités sont des empilements de coulées de laves homogènes et d’épaisseurs généralement constantes (Dimroth et al. 1982). Alternativement, ces accumulations de coulées de laves pourraient correspondre à de grands complexes volcaniques centraux interdigités entre eux (Dimroth et al. 1982, Mueller et al. 1989, Scott et al. 2002). Ces morphologies volcaniques (p.ex. présence ou absence de volcan central) restent toutefois difficiles à distinguer en raison de la faible densité d’affleurement et de la déformation, notamment du plissement, qui affectent les ceintures de roches vertes.

La chimie des basaltes des ceintures de roches vertes est globalement caractérisée par une affinité tholéiitique et des ratios d’éléments à fort effet de champ (high field strength elements – HFSE) différents de ceux des laves de type N-MORB (normal- mid-ocean ridge basalt) qui correspondent aux basaltes post-archéens des rides médio-océaniques (Condie 2005, Moyen et Laurent 2018). En effet, si les basaltes archéens sont majoritairement d’affinité tholéiitique (magmas pauvres en éléments alcalins, faiblement oxydés, et présentant un pic d’enrichissement en fer important lors de la différenciation), ils présentent des contenus en éléments traces indiquant qu’ils proviennent du manteau primitif. En outre, les magmas parentaux des basaltes archéens présentent des ratios Fe/Mg et des ratios Al/(Mg+Fe) plus élevés et plus faibles, respectivement, que ceux des magmas parentaux des N-MORB (Cattel et Taylor 1990, Hamilton 2007). Ils contiennent également moins de titane que les N MORB (Hamilton 2007). Les grands épanchements de basaltes archéens sont considérés comme relativement homogènes d’un point de vue chimique et pétrologique, et l’hétérogénéité potentielle de ces séquences reste peu documentée. Ces séquences volcaniques sont constituées de coulées caractérisées par un faible ratio longueur/épaisseur qui correspondent à des faciès massifs et coussinés, qui sont les plus communs, ainsi que quelques brèches de coulées. Ces coulées présentent une vésicularité généralement faible qui pourrait indiquer une profondeur de mise en place (sous l’eau) importante (Dimroth et al. 1982, Mueller et al. 1989). D’un point de vue économique, ces épanchements basaltiques peuvent présenter une association spatiale avec des minéralisations de type SMV et or orogénique. Les SMV sont généralement associés aux épisodes de quiescence dans le volcanisme. Ces épisodes de quiescence peuvent être matérialisés par la présence de niveaux sédimentaires épiclastiques ou de roches volcaniques felsiques intercalés entre les coulées de laves mafiques. Ces niveaux peuvent être difficiles à identifier sur le terrain en raison de leur faible épaisseur, ce qui conduit à un faible nombre d’occurrences documentées.

Une partie des grands épanchements tholéiitiques archéens est riche en mégacristaux de plagioclase. Les basaltes à mégacristaux montrent couramment une association spatiale avec de larges intrusions archéennes, généralement litées (aussi appelés intrusions litées ou suites intrusives litées), qui contiennent des niveaux anorthositiques (Phinney et al. 1988, Ashwal 2010, Ashwal et Bybee 2017). Cette association spatiale est majoritairement observée et documentée dans la Province de Supérieur et au Groënland, où se trouvent les plus grandes concentrations connues de suites intrusives litées archéennes tholéiitiques présentant des niveaux anorthositiques (Ashwal et Bybee 2017). Les mégacristaux de plagioclase observés dans les intrusions, les coulées de basalte associées et les filons-couches gabbroïques qui les accompagnent sont sub-arrondis et pseudohexagonaux (Phinney et al. 1988, Ashwal et Bybee 2017). Leurs tailles varient de 0.5 à 30 cm. Ils présentent une composition très calcique proche du pôle anorthite (An80 en moyenne) et ont une composition chimique relativement uniforme avec une bordure (jusqu’à 200 µm d’épaisseur) généralement plus sodique (An60-70 en moyenne) que le coeur du minéral, et ceci est comparable à la composition des phénocristaux de plagioclase tabulaires observés dans la matrice des coulées de lave (Phinney et al. 1988). Cette différence de composition entre cœur et bordure indiquerait un déséquilibre de composition entre les plagioclases contenus dans la matrice des laves et les mégacristaux de plagioclase, qui se seraient formés en profondeur puis auraient développé une surcroissance en équilibre chimique avec leur matrice pendant le refroidissement de la coulée de lave.

D’une manière générale, l’association spatiale entre les suites intrusives litées à niveaux anorthositiques et les laves et dykes mafiques d’affinité tholéiitique qui contiennent des mégacristaux de plagioclase, combinée aux similitudes chimiques observées entre les mégacristaux des coulées de lave et les suites intrusives à niveaux anorthositiques, permet de proposer un lien génétique entre ces différents types de roches magmatiques (Phinney et al. 1988, Ashwal 2010, Ashwal et Bybee 2017, Polat et al. 2018). Phinney et collaborateurs (1988), Phinney et Morrison (1990), Polat et collaborateurs (2009) et Polat et collaborateurs (2018) proposent tous une mise en place à faible profondeur des suites intrusives archéenes anorthositiques, et une partie de ces suites intrusives pourrait donc correspondre à des chambres magmatiques de sub-surface qui auraient alimenté des éruptions (c. à-d. des complexes sub-volcaniques). Les mégacristaux de plagioclase sont souvent interprétés comme flottant dans la partie supérieure de la chambre en raison de leur densité plus faible que celle du magma mafique (Warren 1990, Namur et al. 2011, Ashwal et Bybee 2017), ce qui facilite leur mobilisation lors des éruptions volcaniques. Aussi, les mégacristaux se seraient formés par refroidissement lent à des températures proches du liquidus et auraient effectué leur  croissance en interagissant avec des magmas plus mafiques injectés dans la chambre ou des magmas provenant des niveaux profonds d’une chambre animée de mouvements de convection (Polat et al. 2018). Les conditions de formation des mégacristaux restent toutefois peu documentées, ce qui ne permet pas de préciser le lien entre chambre et coulées, ni de comprendre l’architecture volcanique associée.