La première mention du Groupe de Kinojévis apparait dans les travaux de cartographie géologique et de compilation d’Ambrose (1944) et de Norman (1944), couvrant les roches situées de part et d’autre des failles de Porcupine-Destor et de Larder Lake-Cadillac (Jackson et Fyon, 1991), s’étendant en Abitibi depuis le NE de l’Ontario vers le NW du Québec. C’est également à ce moment que l’appellation « Groupe de Kinojévis » est employée pour la première fois pour désigner les unités volcaniques situées au nord de la Faille de Porcupine-Destor. Par la suite, Dimroth et al. (1973) redéfinissent le Groupe de Kinojévis et le subdivisent en trois unités : les formations de la Mine Hunter, du Ruisseau Deguisier (désormais Formation de Deguisier) et du Ruisseau Paré. Un peu plus tard, la Formation de la Mine Hunter a été élevée au rang de groupe (Groupe de Mine Hunter) par Dimroth et al. (1982); elle est considérée comme une unité indépendante et plus ancienne (2730 Ma +/- 1 Ma; Mortensen, 1993). Plus récemment, le Groupe de Kinojévis a été subdivisé par Goutier (1997) dans la région de Destor (feuillet 32D07-200-0201) en deux formations, soit les formations de Deguisier (nAdg), à la base, et de Lanaudière (nAln), au sommet. Cette dernière formation reprend la plus grande partie des unités précédemment attribuées à la Formation du Ruisseau Paré. Selon Goutier (1997), ce groupe comprend en territoire québécois les volcanites situées du côté nord de la Zone de failles de Porcupine-Destor, selon les compositions particulières des unités présentes et des critères géochronologiques. Ces formations se poursuivent vers l’est dans les secteurs de Preissac (feuillet 32D08), du lac La Motte et de Barraute-Senneterre (feuillets 32C05 et 32C06; Pilote et al., 2018).

La Formation de Deguisier constitue l’unité principale du Groupe de Kinojévis et représente l’une des unités les plus importantes du feuillet 32D10, elle occupe le cœur du parc national d’Aiguebelle (Goutier et Melançon, 2003). Ses unités ont été décrites de façon détaillée par Boivin (1974) du côté québécois et par Jensen (1978, 1981 et 1985) et Letros et al. (1983) du côté ontarien.

Les unités composant la Formation de Lanaudière ont été initialement identifiées dans les feuillets 32D07 et 32D06 (cantons d’Aiguebelle et de Destor). Elles ont successivement été décrites par Larouche (1974), Hocq (1979), Sanschagrin et Leduc (1979) et Dimroth et al. (1982), qui leur ont attribué le nom de « complexe volcanique de Destor ». À la même époque, Boivin (1974) a interprété l’extension ouest de ces unités dans le feuillet 32D06, à l’ouest de la route 101 (cantons de Destor et de Duparquet), et les a assignées à la Formation du lac Lanaudière. Goutier et Lacroix (1992) ont utilisé pour leur part le nom de « complexe de Lanaudière » pour désigner cette unité, en raison de l’abondance d’intrusions en direction ouest et de l’intense déformation régionale dans ce secteur. La base de la Formation de Lanaudière a été fixée de façon arbitraire au niveau de l’apparition des premières volcanites rhyolitiques (Goutier et Lacroix, 1992). Pour demeurer en accord avec la cartographie de Goutier (1997) et de Pilote et al. (2009), les appellations « Héva-Nord » et « Dubuisson Supérieur » proposées par Imreh (1984) ont été abandonnées et combinées au profit de « Formation de Lanaudière » dans le quart NE du feuillet 32D08 et la demi-nord du feuillet 32C05 (Pilote et al., 2018).

La Formation de Deguisier (nAdg) se compose de basalte tholéiitique ferrifère et magnésien, massif et coussiné, de minces niveaux de chert logés entre les coulées, de rhyolite lobée tholéiitique et de volcanoclastite intermédiaire à felsique, dont certaines ont été datées à 2719,4 ±1 Ma et 2718,1 ±1,3 Ma (McNicoll, dans Pilote et al., 2009). L’abondance de filons-couches gabbroïques constitue son caractère le plus distinctif, jumelé à l’absence de coulées et de filons-couches ultramafiques. Les gabbros abondent davantage dans la partie supérieure (partie sud) de la formation. Cette formation est également caractérisée par deux niveaux repères de basalte gloméroporphyrique présents dans les cantons de Duparquet, de Destor et d’Aiguebelle (feuillet 32D10, Buffam, 1927; Bannerman, 1940; Graham, 1954; Hocq, 1979; Sanschagrin et Leduc, 1979; Goutier et Lacroix, 1992). Ces niveaux permettent de tracer la charnière du Synclinal d’Abijévis dans le quart SE du canton d’Aiguebelle (Sanschagrin et Leduc, 1979). Les faciès volcaniques et la pétrographie des laves ont été décrits de façon détaillée dans les travaux de Sanschagrin et Leduc (1979), Leduc (1981) et Sanschagrin (1981).

La Formation de Lanaudière (nAln) se compose de laves ultramafiques, de volcanites mafiques et felsiques (Sanschagrin et Leduc, 1979; Goutier, 1997), ainsi que de nombreuses intrusions de composition tonalitique à monzonitique. Les unités volcaniques sont orientées E-W et possèdent un pendage modéré à faible vers le nord. Elles montrent une polarité faisant systématiquement face au sud. Deux des complexes rhyolitiques de cette formation, lesquels définissent des suites tholéiitiques, ont livré des âges U-Pb sur zircons de 2718,7 ±0,7 Ma et de 2716,2 ±0,8 Ma (McNicoll, dans Pilote et al., 2009). La Formation de Lanaudière est délimitée du côté nord par le Faille d’Aiguebelle et du côté sud par la Faille de Manneville Nord, lesquelles montrent des pendages faibles à modérés vers le nord (Mueller et al., 1996; Daigneault et al., 2002; Pilote et al., 2009). Ces failles représentent des subsidiaires possibles au système Destor-Porcupine reconnu plus à l’ouest (Goutier, 1997; Legault et al., 2005). Goutier (1997) a proposé que les formations de Deguisier et de Lanaudière étaient accolées à l’origine, pour être subséquemment séparées par des failles.

Les basaltes sont prédominants dans la Formation de Lanaudière. Ils sont intercalés avec des roches felsiques et ultramafiques. Cette formation contient également des pyroclastites felsiques et des coulées rhyolitiques. Les rhyolites forment des bandes de 10 à 150 m d’épaisseur et sont situées dans les feuillets 32D06, 32D07 et 32D08. L’aspect et les faciès présentés par les coulées rhyolitiques sont très variés : massifs, lobés, bréchiques, aphanitiques, porphyrique à phénocristaux de quartz ou de feldspath et sphérolitique. Les faciès les plus communément rencontrés sont ceux des lobes et brèches, lesquels présentent des structures d’écoulement fluidal. Ces faciès et structures sont indicatrices d’épanchements sous-marins alimentés par de petits centres felsiques. Une datation isotopique effectuée sur un échantillon de rhyolite prélevé dans le feuillet 32D06 a livré un âge de 2718 ±2 Ma (Zhang et al., 1993).

Des coulées de lave ultramafique, des basaltes magnésiens et des komatiites avec des faciès de brèches, de cumulats et de spinifex affleurent tout au long de cette formation. Ces unités ultramafiques et mafiques, en contact normal avec les autres lithologies, sont communément situées dans la moitié supérieure de cette formation. De plus, des intrusions de péridotite et des pyroxénites sont en plusieurs endroits adjacentes aux laves ultramafiques. Selon les données lithogéochimiques, les intrusions sont génétiquement associées à ces laves (Goutier, 1997; Pilote et al., 2009).

Le métamorphisme régional affectant le Groupe de Kinojévis est au faciès des schistes verts. Par contre, dans le centre-sud du secteur à l’ouest de Barraute (quart NW du feuillet 32C05), il atteint le niveau des amphibolites au niveau d’une bande orientée E-W, d’environ 2000 m d’épaisseur, située immédiatement du côté nord du Batholite de La Corne (affleurements 17-PP-80 et 17-PP-81). L’assemblage minéralogique typique des volcanites mafiques massives et coussinées consiste alors en albite-actinote ou hornblende vert pâle-chlorite-épidote-quartz-carbonate. Les unités ultramafiques sont trémolitisées et serpentinisées (c.-à-d. transformées en schistes à talc et chlorite). Plus précisément, l’assemblage minéralogique des ultramafites serpentinisées consiste en serpentine-magnétite-chlorite ± talc ± carbonate ± quartz (Jones, 1964; Brett et al., 1976; Imreh, 1984, 1991; Daigneault et al., 2002, 2004).