Les premiers travaux portant sur les strates ordoviciennes de l’archipel de Mingan sont associés avec ceux entrepris sur l’île d’Anticosti (Richardson, 1857; Logan, 1863; Schuchert et Twenhofel, 1910). Richardson (1857) fournit la première description, quoique succincte, de la séquence de Mingan et il collectionne des fossiles qui sont identifiés par Billings (1865). Logan (1863), dans son ouvrage classique sur la géologie du Canada, décrit brièvement deux coupes stratigraphiques mesurées sur la Grande Île et à la Grande Pointe. Schuchert et Twenhofel (1910) introduisent les termes de Formation de Romaine (d’après le nom d’une île à l’embouchure de la rivière Romaine) et de Formation de Mingan (d’après l’archipel de Mingan) et subdivisent ces formations en sept unités lithologiques distinctes. Twenhofel (1926, 1931) discute de la stratigraphie (secteur ouest) et de la géomorphologie de l’archipel de Mingan. Twenhofel (1938) publie ultérieurement une synthèse de ses travaux dans l’archipel, incluant la paléontologie systématique et la description de nombreuses coupes stratigraphiques. Il a corrélé respectivement les formations de Romaine et de Mingan avec la partie supérieure du Groupe de Beekmantown et le Groupe de Chazy de la vallée du lac Champlain, dans le NE des États-Unis.

Cooper (1956) révise et complète la liste de brachiopodes déjà publiée par Twenhofel (1938). Shaw (1980) examine les relations entre les lithofaciès et les biofaciès à trilobites dans les calcaires de la Formation de Mingan. De plus, cet auteur remarque la présence d’une discordance (référée sous le terme « intra-mingan ») à l’intérieur de la Formation de Mingan, qu’il interprète comme un ancien « ravinement » (c.-à-d. une surface résultant d’une rapide transgression marine en l’absence de sédiments). Cette séquence sera interprétée par Desrochers (1988) comme une surface paléokarstique. Nowlan (1981) présente les résultats préliminaires d’une étude sur la stratigraphie et la faune à conodontes de la séquence de Mingan. Il suggère que la majeure partie de la Formation de Romaine est d’âge Canadien tardif (Ordovicien; ∼485 à 443 Ma), tandis que la Formation de Mingan est d’âge Chazy (principalement Ordovicien moyen; ∼480 à 450 Ma). Il rapporte également des conodontes d’âge Whiterock (Ordovicien moyen à tardif) au sommet de la Formation de Romaine, dans le secteur ouest de l’archipel de Mingan.

En plus de ces études, des projets de cartographie effectués par le Ministère sur les terrains précambriens avoisinants ont aussi couvert l’archipel de Mingan; cependant, la stratigraphie de la séquence sédimentaire ordovicienne y est discutée de façon succincte (Longley, 1944; Longley et Waddington, 1950; Dépatie, 1966, 1967; Franconi et Sharma, 1973; Sharma et Franconi, 1975; Avramtchev, 1984). De plus, quelques études sommaires sont entreprises sur les calcaires de la région afin de déterminer leur potentiel en tant que minéraux industriels (Longley et Waddington, 1950; Bergeron, 1980, 1981; Nissaire, 1981).

Desrochers (1988) publie une étude complète sur la stratigraphie de l’Ordovicien de l’archipel de Mingan, dont les résultats préliminaires sont d’abord publiés sous la forme de cartes annotées (Desrochers, 1983a-b). Certains aspects de l’évolution des milieux de déposition de la séquence ordovicienne sont aussi présentés sous la forme de communications scientifiques externes au Ministère (Desrochers, 1984, 1985, 1987; Desrochers et James, 1985, 1987). Desrochers (1988) considère que la stratigraphie proposée par Twenhofel (1938) n’est pas satisfaisante, car elle ne tient pas compte des nombreux changements de lithofaciès présents à l’intérieur de la séquence. Il conserve la Formation de Romaine, mais introduit quatre nouveaux membres formels : les membres de Corbeau, de Perroquet, de Fantôme et de Grande Pointe. La plupart de ces membres ne sont cartographiables que localement et, par conséquent, ne sont pas individualisés en carte.

Dans les cartes de compilation du Ministère, les membres de la Formation de Mingan ne sont pas considérés et celle-ci est constituée de dolomie, de grès, de siltstone, de packstone, de wackestone, de grainstone, de calcaire et de mudstone (feuillets 12L03, 12L04, 22I01 et 22I08; Nadeau et Perreault, 1998a-b; Bilodeau et al., 2002; Nadeau et al., 2002). Dans leur synthèse de la Moyenne-Côte-Nord, Gobeil et al. (2002, 2003) décrivent ensemble les formations de Romaine et de Mingan comme du calcaire, de la dolomie et du grès. Récemment, Shaw et Bolton (2011) publient une nouvelle étude sur les trilobites des formations de Romaine et de Mingan.

Description

Les strates de la Formation de Mingan ne sont pas déformées et reposent en discordance sur le socle précambrien avec un très léger pendage (1 à 2°) vers le sud (Desrochers, 1988). La Formation de Mingan est composée principalement de lithofaciès calcaires, mais une unité silicoclastique se trouve à sa base. Elle comprend, à la base, le Membre de Corbeau (silicoclastique) recouvert par l’un des membres calcaires suivants : Perroquet, Fantôme ou Grande Pointe (Desrochers, 1988). La coupe type composite de la Formation de Mingan comprend une coupe type sur l’île du Fantôme et trois coupes de référence supplémentaires situées au cap du Corbeau, sur l’île du Havre, l’île aux Perroquets et à la Grande Pointe. La coupe type située à l’île du Fantôme contient tous les membres à l’exception du Membre de Perroquet. D’une importance toute particulière est la discordance paléokarstique à l’intérieur de la Formation de Mingan, car elle contrôle la distribution des membres.

Les principaux lithofaciès du Membre de Corbeau sont de la dololaminite silteuse, du shale laminé, du grès laminé, du grès à stratifications entrecroisées et du grès chenalisé (Desrochers, 1988). Ces lithofaciès forment généralement une séquence à granulométrie décroissante vers le haut. Des lentilles calcaires contenant de nombreux bioclastes (échinodermes, brachiopodes, bryozoaires) sont présentes à quelques endroits.

Le Membre de Perroquet est constitué de packstone et de wackestone gris bioturbés, en lits minces (3 à 10 cm) et à débit irrégulier. On note des unités lenticulaires de grainstone à bioclastes contenant localement des stratifications entrecroisées. Du calcaire récifal (calcaire à galets jointifs [« rudstone »] à éponges, bryozoaires et coraux) forme une unité biostromale sur l’île Nue de Mingan.

Le Membre de Fantôme est composé principalement de mudstone œillé (birdseye) gris, en lits moyens (10 à 30 cm). Les autres lithofaciès associés sont de la laminite cryptalgaire, du grainstone à intraclastes, du packstone à gastéropodes et du wackestone à bioclastes.

Le Membre de Grande Pointe consiste en un ensemble hétérogène de lithofaciès calcaires comprenant, par ordre d’importance, du wackestone-packstone à bioclastes, du grainstone à bioclastes et à ooïdes et du calcaire récifal. Les calcaires récifaux sont des biostromes ou des biohermes construits par des éponges lithistidées, des bryozoaires et des coraux tabulés. Du mudstone nodulaire et des coquinas à brachiopodes sont présents localement à la base de ce membre.

Dans l’archipel de Mingan, la Formation de Mingan comprend un large éventail de lithofaciès silicoclastiques et calcaires déposés lors d’une transgression marine au début de l’Ordovicien moyen (Desrochers, 1988). Elle est composée de trois ensembles de lithofaciès : un ensemble inférieur, formé de roches silicoclastiques déposées en milieux péritidal; un ensemble médian, constitué de calcaires déposés en milieux péritidal et infratidal et un ensemble supérieur, comprenant des calcaires déposés uniquement en milieu infratidal. Bien qu’elle comprenne de nombreuses régressions mineures, cette formation constitue un exemple classique d’une séquence transgressive avec une unité silicoclastique de base. Une discordance intraformationnelle, d’origine karstique, est présente dans la Formation de Mingan. Elle sépare généralement les calcaires de l’ensemble médian de ceux de l’ensemble supérieur.

La Formation de Mingan est subdivisée en seize différents lithofaciès (Desrochers, 1988). Ces lithofaciès représentent des dépôts de plate-forme peu profonde, où l’on peut distinguer de nombreux milieux de dépôt regroupés comme suit : des lithofaciès silicoclastiques de milieux péritidaux; des lithofaciès calcaires de milieux péritidaux; et des lithofaciès calcaires de milieux infratidaux. Le lecteur est invité à consulter la publication de Desrochers (1988) disponible dans SIGÉOM EXAMINE pour une description et une interprétation complètes de ces lithofaciès.