Les roches volcano-sédimentaires du Domaine de Douglas Harbour ont été reconnues par Madore et al., (1999) dans la région du lac Peters au sud-ouest de Kangirsuk. Elles ont initialement été incluses dans les complexes de Faribault-Thury (renommé Suite de Faribault-Thury), de Troie et de Qimussinguat (Madore et Larbi, 2000; Madore et al., 1999 et 2001; Cadieux et al., 2002; Leclair et al., 2000 et 2003). Toutes ces roches volcano-sédimentaires ont été réassignées au Complexe d’Arnaud, introduit par Simard et al. (2008) afin d’harmoniser la stratigraphie du nord-est de la Sous-province de Minto.

Des noms ont été attribués aux lambeaux ayant les plus importantes superficies, soit les ceintures de Curotte, de Faribault, de Gorribon, d’Hamelin, de Peters-Ouest, de Rivier, de Tasiaalujjuaq et de Thury dans la région du lac Peters (feuillet SNRC 24M; Madore et al., 1999), les ceintures de Buet et de Trempe dans la région de la rivière Arnaud (feuillet SNRC 25D; Madore et Larbi, 2000) et la ceinture de Kimber dans la région du lac Klotz (feuillet SNRC 35A; Madore et al., 2001). Les plus récents travaux de cartographie réalisés sur les ceintures de Trempe, de Thury et de Gorribon (Bilodeau et Caron-Côté, 2018) ont engendré des modifications notables aux limites des deux premières et une segmentation importante de la ceinture de Gorribon.

 

Le Complexe d’Arnaud est constitué de lambeaux de roches supracrustales, dominés par des volcanites mafiques, et contient une moindre proportion d’intrusions ultramafiques. Ce complexe est subdivisé en cinq (5) unités informelles : 1) une unité de roches ultramafiques (métavolcanites ou filon-couches) (mAarn1); 2) une unité d’amphibolite et de gneiss mafique (mAarn2); 3) une unité de dacite et de rhyodacite (mAarn3); 4) une unité de formation de fer (mAarn4); et 5) une unité de paragneiss, de diatexite, de quartzite, de marbre et de roches calco-silicatées (mAarn5). Les roches du Complexe d’Arnaud qui sont encaissées par la Suite de Faribault-Thury sont généralement métamorphisées au faciès des amphibolites, alors que celles qui sont encaissées par les complexes de Troie et de Qimussinguat sont métamorphisées au faciès des granulites.

Les roches ultramafiques sont observées en affleurements isolés et semblent interstratifiées aux autres sous-unités volcano-sédimentaires. Ces roches sont constituées essentiellement de pyroxénite, de péridodite et rarement de dunite. Certaines de ces roches ultramafiques représentent probablement des laves komatiitiques (Madore et al., 1999). Les roches sont généralement de granulométrie moyenne à grossière, hétérogènes, foliées, faiblement à fortement altérées et rarement massives et à grain fin. Elles se composent principalement de pseudomorphes de clinopyroxène, d’orthopyroxène et d’olivine. Les phases minérales secondaires sont l’anthophyllite, la chlorite, l’épidote, le talc et la serpentine (Madore et al, 1999).

Cette sous-unité regroupe l’amphibolite de composition mafique à localement intermédiaire et le gneiss de composition mafique. Ces roches sont intercalées à plusieurs endroits avec les autres sous-unités du Complexe d’Arnaud, lesquelles se présentent sous forme de niveaux décimétriques à décamétriques de paragneiss, de marbre et de formation de fer.
Les roches sont généralement de granulométrie fine à localement moyenne et ont une structure granoblastique. L’amphibolite présente une foliation pénétrative, une structure nématoblastique et un rubanement millimétrique, alors que le gneiss mafique présente un rubanement compositionnel centimétrique.
Il est localement migmatitisé, injecté par des veines et renferme des amas de matériel granitique et tonalitique (Madore et al., 2001). Madore et al. (1999) ont localement observé des roches d’aspect massif et des structures volcaniques primaires, telles que des coussins, ainsi que des faciès de tufs à cristaux, à lapillis et à blocs dans les ceintures encaissées dans la Suite de Faribault-Thury. La granulométrie, l’hétérogénéité et la relation avec les roches encaissantes ont également servi de critères à la distinction des métavolcanites avec les métagabbros (Madore et al., 1999, 2001; Madore et Larbi, 2000).

Les ceintures présentes dans le Faribault-Thury montrent des paragenèses du faciès métamorphique des amphibolites. Les roches mafiques sont principalement constituées de hornblende verte et de plagioclase. Leurs phases mineures et accessoires sont la biotite légèrement chloritisée, le quartz, l’épidote, le sphène, le grenat et des reliques de clinopyroxène. Les lambeaux inclus dans les complexes de Troie et Qimussinguat renferment des paragenèses du faciès des granulites, dont les phases dominantes sont le plagioclase, l’orthopyroxène, le clinopyroxène et la hornblende verte secondaire. Les phases minérales mineures sont la biotite, le quartz, la magnétite et d’autres minéraux opaques moins abondants.

La formation de fer se présente sous forme de niveaux métriques à décamétriques et peut atteindre à certains endroits une épaisseur hectométrique. Elle se trouve généralement interstratifiée avec le paragneiss, le quartzite ou les métavolcanites. Elle est par endroits observée en contact avec des orthogneiss et des roches intrusives (Madore et al., 1999). La formation de fer est rubanée, marquée par une alternance de bandes millimétriques à centimétriques des faciès oxydés et silicatés et est généralement déformée et plissée.
La formation de fer est métamorphisée au faciès des amphibolites lorsqu’elle est encaissée dans les gneiss tonalitiques de la Suite de Faribault-Thury. Le faciès silicaté est principalement composé de quartz, de grenat, localement de grunérite, et renferme des quantités moindres de magnétite, de hornblende, de biotite, de calcite et de pyrite en moindres proportions, ainsi que des traces d’apatite et de zircon. Le faciès oxydé est principalement composé de quartz et de magnétite, ainsi que de certaines phases mineures telles que la grunérite, le grenat et l’apatite.
Les lambeaux inclus dans les complexes de Troie et de Qimussinguat présentent une paragenèse métamorphique du faciès des granulites. Le faciès silicaté est principalement composé de quartz et de grenat. L’orthopyroxène et le clinopyroxène sont présents par endroits et semblent être le résultat du remplacement de la grunérite. Les pyroxènes sont localement remplacés par la hornblende. Les phases mineures sont dominées par la magnétite à grain fin et la biotite porphyroblastique. Le faciès oxydé est principalement composé de quartz, de magnétite et contient, plus localement et en moindres proportions, du clinopyroxène partiellement remplacé par de la hornblende, de la biotite et de l’apatite (Madore et al., 1999).

Cette sous-unité est dominée par le paragneiss, lequel est intercalé avec des proportions moindres de niveaux métriques à décamétriques de quartzite, de diatexite, de marbre et de roches calco-silicatées. Les lambeaux encaissés dans la Suite de Faribault-Thury ont des extensions latérales de quelques kilomètres, alors que ceux encaissés dans les complexes de Qimussinguat et de Troie ne sont observés que très localement et ont des extensions latérales hectométriques (Madore et al., 1999).
Le paragneiss se retrouve essentiellement encaissé par la Suite de Faribault-Thury et est la lithologie prédominante de cette sous-unité. Il est légèrement migmatitisé et montre un rubanement tectono-métamorphique. Il est composé principalement de quartz, de plagioclase, de biotite et de grenat. Il présente généralement une granulométrie fine à localement moyenne, une foliation lépidoblastique marquée par la biotite ainsi qu’une matrice quartzofeldspathique granoblastique. Les minéraux accessoires sont représentés par la hornblende, la sillimanite, le graphite, la muscovite, le rutile et la tourmaline. La biotite est localement chloritisée et le grenat est communément porphyroblastique et poecilitique, contenant des inclusions de biotite, de sillimanite, de quartz, de plagioclase ou de graphite. La diatexite est peu commune dans les lambeaux encaissés dans la Suite de Faribault-Thury.
La diatexite provient du paragneiss encaissé dans les complexes de Troie et Qimussinguat, et témoigne d’un taux de fusion partielle important. On retrouve parfois la diatexite encaissée dans la Suite de Faribault-Thury. Le paragneiss est empreint d’une très forte migmatitisation et présente un rubanement tectono-métamorphique pénétratif. Le mobilisat est de composition tonalitique à granitique et atteint jusqu’à 60 % de la roche (Madore et al., 1999; Cadieux et al., 2002). Le paléosome a des caractéristiques similaires au paragneiss encaissé dans la Suite de Faribault-Thury, soit une granulométrie fine et une matrice quartzofeldspathique granoblastique. Les phases minérales mineures et accessoires sont le grenat, la biotite, la cordiérite, le spinelle et la sillimanite.
Le quartzite est constitué de quartz granoblastique à grain fin à moyen. Il présente des structures massives à laminées et a un aspect saccharoïdal. Les phases minérales accessoires sont le grenat, la biotite, la muscovite, la magnétite, la sillimanite et la pyrite.
Le marbre se présente en relief négatif par rapport aux lithologies adjacentes. En lame mince, il montre une recristallisation complète. Les néoblastes sont de granulométrie moyenne à localement grossière. Le marbre est principalement composé de calcite ou de dolomite et contient environ 15 % de minéraux secondaires, notamment le diopside, la forstérite, le sphène et des minéraux du groupe des humites. Ces minéraux se concentrent dans des bandes millimétriques à centimétriques définissant le rubanement tectono-métamorphique (Madore et al., 1999).
Les roches calco-silicatées n’ont été observées que très localement. Elles présentent une structure granoblastique et une granulométrie fine à moyenne. Ces roches présentent un rubanement tectono-métamorphique millimétrique où chaque ruban contient des proportions variables de diopside, de calcite, de scapolite, de sphène, de quartz, de plagioclase et de hornblende (Madore et al., 1999).

Le Complexe d’Arnaud est constitué de lambeaux de roches volcano-sédimentaires contenus dans le Domaine de Douglas-Harbour, soit la partie nord-est de la Sous-Province de Minto. Ces lambeaux sont dispersés dans la Suite de Faribault-Thury ainsi que dans les complexes de Troie et Qimusinguat. Ils sont compris dans un secteur s’étendant sur environ 300 km dans l’axe nord-sud et 150  m dans l’axe est-ouest, principalement dans les feuillets SNRC 24M et 25D et, en moindre partie, dans les feuillets SNRC 24L, 34P, 35A, 35H et 25E. La majorité des lambeaux connus se retrouvent encaissés dans la Suite de Faribault-Thury, entre les complexes de Troie et Qimussinguat, à l’ouest du Complexe de Troie. Ils ont généralement une épaisseur variant de 50 m à 5 km et une longueur variant de 1 à 20 km.

Les roches volcano-sédimentaires du Complexe d’Arnaud présentent un large spectre d’âges de mise en place, allant de 2870 à 2718 Ma. Certaines de ces roches sont encaissées dans des lambeaux de socle tonalitique ancien (2879 à 2857 Ma; David et al., 2009) à l’intérieur de la Suite de Faribault-Thury, et pourraient, par conséquent, avoir un âge équivalent au Complexe de Gayot (2880 à 2873 Ma), situé dans la Sous-province de La Grande (Simard et al., 2008). Un autre âge Pb-Pb de 2818 ±5 Ma a été obtenu dans une métavolcanite de la ceinture de Buet (David et al., 2009). Un âge Pb-Pb de 2782 ±7 Ma a été obtenu dans un filon-couche de porphyre à quartz et feldspath (QFP) de la ceinture de Curotte (David et al., 2009). Ce filon-couche est concordant à la stratigraphie des roches volcaniques et est interprété comme étant synvolcanique (Madore et al., 1999). L’âge de 2782 ±7 est interprété comme étant la période de mise en place du filon-couche (Madore et al., 1999; David et al., 2008). Aussi, des zircons détritiques contenus dans un quartzite et un marbre ont révélé respectivement des âges maximaux de sédimentation de 2725 ±9 Ma et de 2718 ±9 Ma (David et al., 2009). Ces roches sédimentaires se trouvent dans la ceinture de Peters-Ouest anciennement incluse dans le Complexe de Troie (Madore et al., 1999).

 

 

Le Complexe d’Arnaud se retrouve uniquement sous forme d’enclaves ou de lambeaux kilométriques encaissés dans les roches tonalitiques de la Suite de Faribault-Thury et dans les complexes de Troie et Qimussinguat. Enfin, on note localement que les dykes paléoprotérozoïques de Klotz et de la Rivière Payne coupent l’ensemble de ces roches archéennes, incluant le Complexe d’Arnaud.

Ne s’applique pas.