Complexe de Duvert
Étiquette stratigraphique : [narc]dvt
Symbole cartographique : nAdvt
 

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Subdivision(s) informelle(s)
La numérotation ne reflète pas nécessairement la position stratigraphique.
 
nAdvt4 Roche ultramafique déformée
nAdvt3 Paragneiss
nAdvt2 Gneiss intermédiaire andésitique
nAdvt1 Amphibolite et gneiss mafique basaltiques
 
Auteur(s) : Parent et al., 2000
Âge : Néoarchéen
Stratotype : Aucun
Région type : Région du lac Nedlouc (feuillets SNRC 34H et 24E)
Province géologique : Province du Supérieur
Subdivision géologique : Sous-province de Minto
Lithologie : Roches volcano-sédimentaires métamorphisées
Catégori : Lithodémique
Rang : Complexe
Statut : Formel
Usage : Actif

 

 

Historique

Le Complexe de Duvert a été introduit dans la région du lac Nedlouc (feuillets 34H et 24E) par Parent et al. (2000, 2001) pour décrire plusieurs bandes lenticulaires kilométriques de roches volcano-sédimen­taires qu’ils ont assignées à trois ceintures distinctes : les ceintures de Duvert, de Natuak et de Morrice. Quelques lentilles supplémentaires, identifiées plus à l’est dans la région du lac Aigneau (feuillet 24E; Berclaz et al., 2001, 2002), ont été assignées à une nouvelle cein­ture à l’intérieur de ce complexe, la ceinture de Kakiattukallak. Simard et al. (2008) ont également incorporé au Complexe de Duvert la Ceinture de Vizien localisée dans la région du lac La Potherie (feuillet 34I), juste au nord de la région du lac Nedlouc. Cette ceinture avait été nommée « ceinture de roches vertes de Vizien » par Percival et Card (1992), lors des travaux de la Commission géologique du Canada le long de la rivière aux Feuilles, puis assignée au Complexe de Vizien par Leclair et al. (2000, 2002). Simard et al. (2009) avaient également assigné au Complexe de Duvert les bandes lenticulaires de roches volcano-sédimentaires métamorphisées des complexes de Qamaniq et de Du Gué (deux termes abandonnés), ainsi que des bandes d’amphibolite et de paragneiss localisées dans le prolongement NW du Complexe de Duvert, lesquelles n’avaient été assignées à aucune unité stratigraphique par Leclair et al. (2000). Cette nouvelle définition du Complexe de Duvert a permis de regrouper dans une même unité toutes les roches supracrustales de ce secteur qui possèdent des caractéristiques similaires. À la suite de ces modifications, les termes de « Complexe de Vizien », « Complexe de Qamaniq » et « Complexe de Du Gué » ont été abandonnés. La Ceinture de Vizien a été conservée en tant que sous-unité formelle à l’intérieur du Complexe de Duvert.

 

Description

Le Complexe de Duvert comprend plusieurs ceintures de roches volcano-sédimentaires métamorphisées au faciès des amphibolites ou des granulites (Parent et al., 2000, 2001; Berclaz et al., 2001, 2002; Simard et al., 2000, 2002; Simard et al., 2008; Simard, 2001, 2008, 2011; MRNF2010a-c). Ces roches possèdent une texture granoblastique plus ou moins bien développée. Les différentes ceintures sont formées de bandes lenticulaires de gneiss mafique et d’amphibolite d’affinité tholéitique (nAdvt1) auxquelles sont associées des roches intermédiaires à felsiques rubanées d’ori­gine volcanique (nAdvt2), du paragneiss plus ou moins migmatitisé (nAdvt3) et des niveaux de roches ultramafiques d’origine intrusive et effusive (nAdvt4) (Parent et al., 2000, 2001; Berclaz et al., 2001, 2002 ; MRNF2010a-c). Le Complexe de Duvert contient plusieurs zones minéralisées polymétalliques (Au, Ag, Cu, Zn, Ni, U, Th) de type volcanogène (Leclair, 2002).

 

Complexe de Duvert 1 (nAdvt1) : amphibolite et gneiss mafique basaltiques

L’unité nAdvt 1 est constituée d’amphibolite et de gneiss mafique. Les données de lithogéochimie et l’association de ces gneiss avec des roches supracrustales, telles que des roches pyroclastiques felsiques, des paragneiss et des formations de fer, suggèrent une origine volcanique. Les roches basaltiques sont vert foncé et de granulométrie fine à moyenne. Elles sont granoblastiques et principalement composées de proportions variables de hornblende vert olive à vert brunâtre, de plagioclase et de clinopyroxène et d’orthopyroxène. Le plagioclase forme des grains polygonaux indiquant une intense déformation et une forte recristallisation. La hornblende se présente en cristaux nématoblastiques parallèles à la foliation régionale. Certains pyroxènes montrent une structure pœciloblastique contenant des inclusions de plagioclase polygonal similaire à celui de la matrice. Les minéraux accessoires sont la magnétite, la titanite et l’apatite.

L’unité est constituée, d’une part, de niveaux homogènes d’amphibolite foliée préservant localement des structures de coulées massives ou coussinées, et d’autre part de niveaux présentant un rubanement entre des séquences de tufs de composition intermédiaire et des coulées de lave mafique. Ces niveaux sont fortement métamorphisés et transposés parallèlement à la foliation régionale. Le rubanement est causé par une alternance de niveaux leucocrates à mésocrates riches en plagioclase et de niveaux mélanocrates riches en hornblende ± clinopyroxène ± rthopyroxène ou en clinopyroxène-orthopyroxène. Localement, le degré de recristallisation est moindre : les bordures figées de lave en coussins sont préservées. L’omniprésence de néoblastes d’orthopyroxène indique que le métamorphisme au sein des différentes ceintures volcano-sédimentaires du Complexe de Duvert a atteint le faciès des granulites. Dans ce cas, le métabasalte peut contenir jusqu’à 20 % de mobilisat quartzofeldspathique à orthopyroxène-clinopyroxène sous forme d’agrégats parallèles à la foliation régionale.

 

Complexe de Duvert (nAdvt2) : gneiss intermédiaire andésitique

 

L’unité nAdvt2 est constituée de gneiss intermédiaire. À l’instar de l’unité nAdvt1, le type de lithologies associées ainsi que la lithogéochimie suggèrent une origine volcanique andésitique. Ces roches sont réparties en de minces bandes à l’intérieur de l’unité nAdvt1, mais aussi en bandes d’épaisseur kilométrique qui forment en des unités distinctes. La roche est mésocrate, gris verdâtre moyen avec une teinte bleutée et à grain fin à moyen. Elle est composée de plagioclase, hornblende, biotite brune, clinopyroxène et en quartz ± orthopyroxène qui définissent une structure granoblastique. Par endroits, des porphyroclastes de plagioclase suggèrent un protolite porphyrique. Les roches andésitiques se distinguent des roches basaltiques par une prédominance du clinopyroxène par rapport à l’orthopyroxène, la présence de quartz, une couleur moins intense, une patine légèrement bleutée ainsi qu’une plus grande proportion de niveaux felsiques.

L’unité est composée, d’une part, de niveaux relativement homogènes sans grande variation compositionnelle et, d’autre part, de rubans tectoniques de composition intermédiaire à felsique pouvant représenter des niveaux de métatuf. Les niveaux intermédiaires homogènes (andésitiques) sont composés de hornblende, de clinopyroxène et d’orthopyroxène, alors que les niveaux plus felsiques, de composition dacitique à rhyolitique, contiennent une matrice de quartz, de plagioclase et de <10 % de minéraux ferromagnésiens. Les roches andésitiques contiennent 5 à 25 % de mobilisat à orthopyroxène-clinopyroxène qui forme des bandes parallèles à la foliation.

 

 

Complexe de Duvert 3 (nAdvt3) : paragneiss

 

L’unité de paragneiss du Complexe de Duvert (nAdvt3) englobe toutes les roches métasédimentaires contenant <50 % de mobilisat. Celles-ci se divisent en deux types : gneiss quartzofeldspathiques et formation de fer.

Le gneiss quartzofeldspathique se présente en bandes d’épaisseur métrique à kilométrique pouvant atteindre une vingtaine de kilomètres de longueur. Cette lithologie se trouve généralement à l’intérieur des ceintures volcano-sédimentaires, en étroite association avec les roches basaltiques et andésitiques et les formations de fer. Ce type de paragneiss existe également en enclaves centimétriques à décamétriques et en lambeaux kilométriques dans la diatexite, ou sous la forme de métatexite. Les contacts entre le paragneiss et la diatexite sont généralement transitionnels, suggérant que cette dernière est le résultat d’une fusion partielle plus poussée du paragneiss.

La roche est gris-brun à brun rouille et composée d’un assemblage de plagioclase, quartz, biotite, grenat, cordiérite et, en moindres proportions, microcline, sillimanite et andalousite. La cordiérite fraiche montre des macles biseautées bien développées et des halos pléochroïques jaunâtres autour du zircon; cependant, elle est communément légèrement séricitisée à complètement pinitisée et contient des inclusions de quartz, de plagioclase et de biotite. Le grenat est pœciloblastique et contient des inclusions de divers minéraux : quartz, plagioclase, biotite, zircon, sillimanite, magnétite et cordiérite. La biotite rougeâtre est parallèle à la foliation régionale. L’assemblage sillimanite-andalousite-cordiérite indique des conditions métamorphiques de basse pression (<3,8 kbar) au faciès des amphibolites. L’ordre d’apparition des minéraux métamorphiques est le suivant : biotite, cordiérite-andalousite-sillimanite et grenat. Le métamorphisme a généré des leucosomes de composition granitique (5 à 50 %) à cordiérite, grenat, sillimanite et andalousite qui prennent la forme de rubans migmatitiques d’épaisseur millimétrique à centimétrique. Le leucosome à quartz, microcline (orthose) et plagioclase montre une structure grossière hétérogranulaire. Pour sa part, le paléosome est à grain relativement fin.

Par endroits, le paragneiss forme d’impressionnantes zones rouillées de plusieurs dizaines de mètres de largeur. La couleur rouille est le résultat de l’altération de la biotite et de la présence de pyrite et de pyrrhotite disséminées. Puisque certaines de ces zones rouillées sont intensément déformées et recristallisées, le protolite est difficile à identifier. Les zones de ce type n’ont pas généré de teneurs économiques. Par ailleurs, le paragneiss contient des niveaux de formation de fer et quelques niveaux de roches calco-silicatées.

Ces niveaux de formation de fer, de dimension métrique à décamétrique, forment également des zones rouillées, dont certaines sont anomales en or (Parent et al., 2000; 2002; Leclair, 2001), comme dans la zone minéralisée Duvert-Site-9. Les formations de fer sont généralement aux faciès des silicates et des oxydes. La formation de fer à silicates est gris-vert foncé en cassure fraiche et brun rouille en surface altérée. Elle est formée d’une alternance de rubans centimétriques de grunérite, de grenat-clinopyroxène-orthopyroxène et de quartz (métachert), ou de hornblende-clinopyroxène-orthopyroxène et de quartz. La minéralisation est composée principalement de pyrrhotite, de pyrite, d’arsénopyrite et de magnétite disséminées ou en lits semi-massifs millimétriques à centimétriques. La formation de fer à oxydes est caractérisée par l’alternance de lamines millimétriques à centimétriques de magnétite gris bleuté à noire et de quartz (métachert) blanchâtre. Le rubanement est probablement le reflet d’un litage primaire originel, mais complètement transposé et recristallisé par la déformation et le métamorphisme.

 

Complexe de Duvert 4 (nAdvt4) : roche ultramafique déformée

Les roches ultramafiques du Complexe de Duvert (nAdvt4) sont déformées et les contacts avec l’encaissant basaltique (unité nAdvt1) sont parallèles à la foliation régionale. La géochimie semble indiquer, d’une part, la présence de coulées komatiitiques pouvant être associées génétiquement aux roches basaltiques, et d’autre part, la présence de filons-couches distincts. Les roches ultramafiques sont généralement vert foncé à noires en cassure fraiche et montrent une patine d’altération typique brun chamois. L’unité est constituée de proportions variables de pyroxénite, de péridotite, de dunite et de hornblendite qui forment des niveaux, des amas lenticulaires et des dykes.

La pyroxénite est principalement composée d’orthopyroxène, de clinopyroxène, de hornblende et, en moindres proportions, de plagioclase interstitiel, de sulfure disséminé, de magnétite et de spinelle. L’origine ignée de certains pyroxènes est illustrée par la présence de structures de « Schiller » bien développées. La déformation s’exprime dans la pyroxénite par la présence de matériel recristallisé contenant de pyroxène et d’amphibole granoblastiques. Le talc, le carbonate, la phlogopite et les oxydes de fer disséminés forment quant à eux des agrégats. La péridotite est composée d’olivine, d’orthopyroxène et de clinopyroxène en proportions variables. Les pyroxènes et l’olivine se présentent généralement sous forme de phénocristaux bien préservés; cependant, l’olivine est fracturée et généralement serpentinisée. La péridotite contient une plus grande proportion de spinelle vert foncé, de sulfure et de magnétite par rapport à la pyroxénite. L’effet de la déformation et de la recristallisation sur la péridotite se manifeste par le développement d’une texture granoblastique, l’aplatissement des cristaux d’olivine, le développement de serpentine et de traînées de magnétite parallèles à la foliation régionale. Localement, la péridotite présente des fractures remplies de carbonate et de préhnite suggérant une activité hydrothermale tardive de basse température. La dunite est presque exclusivement composée de phénocristaux d’olivine accompagnés d’une abondance de spinelle vert foncé et de magnétite. On note également des proportions moindres d’orthopyroxène, de clinopyroxène et d’amphibole. La déformation dans la dunite se caractérise par des zones de serpentinisation et par l’alignement des grains de magnétite.

 

Épaisseur et distribution

Le Complexe de Duvert est localisé à la jonction entre les domaines de Goudalie, de Qalluviartuuq et d’Utsalik (coin NW du feuillet 24D, demie ouest du feuillet 24E, demie est du feuillet 34H, feuillet 34I). Les quatre unités informelles du complexe sont disposées en lambeaux décamétriques à kilométriques plus ou moins continus. Ceux-ci sont délimités par des zones de cisaillement et sont enclavés dans des intrusions tarditectoniques granitoïdes (Parent et al., 2000, 2001; Berclaz et al., 2001, 2002; Simard et al., 2008). Des niveaux métriques à décamétriques de roches intermédiaires et felsiques (nAdvt2), de paragneiss et de formation de fer (nAdvt3) et de roches ultramafiques (nAdvt4) se retrouvent également à l’intérieur des roches basaltiques (nAdvt1).

 

Datation

Deux âges Pb-Pb imprécis de 2717 Ma et de 2711 Ma ont été obtenus pour un niveau de tuf felsique de l’unité nAdvt1 du Complexe de Duvert (David et al., 2009). De plus, plusieurs datations ont été effectuées dans la Ceinture de Vizien (nAviz) par la Commission géologique du Canada (Percival et al., 1993; Percival et Card, 1994; Skulski et al., 1994; Skulski et Percival, 1996; T. Skulski, inédit). Des datations sur zircons d’une roche métavolcanique mafique, de niveaux de roche volcanique felsique et d’un niveau de péridotite correspondant aux unités nAdvt1 et nAdvt2 ont livré des âges de mise en place similaires, soit entre 2711 Ma et 2724 Ma. Un âge détritique de 2718 Ma a par ailleurs été obtenu dans un galet de granite d’un conglomérat, ce qui représente l’âge maximal pour le dépôt du conglomérat. Des filons-couches de gabbro et d’amphibolite dans l’unité nAdvt1 ont donné des âges plus vieux à 2744 Ma, 2786 Ma et 2797 Ma considérés comme appartenant à un événement plus ancien (Simard et al., 2008), alors qu’un filon-couche d’amphibolite dans l’unité nAdvt4 a livré un âge plus jeune à 2700 Ma. Enfin, un dyke de pegmatite coupant l’unité nAdvt1 a livré un âge Pb-Pb sur monazite de 2693 ±1 Ma (SNB-93-015; Skulski et Percival, 1996).

Unité Lithologie *métamorphisée Numéro d’échantillon Système isotopique Minéral Âge de cristallisation (Ma) (+) (-) Âge d’héritage (Ma) (+) (-) Âge métamorphique (Ma) (+) (-) Référence(s)
nAdvt1 Tuf felsique 98-MP-1373-A Pb-Pb Zircon 2717 18 18       2672 10 10 David et al., 2009
2711 60 60      
nAviz1 Andésite basaltique PBA-92-2008C U-Pb Zircon 2718 5 5             Tom Skulski, inédit
nAviz1 Péridotite SNB-93-013 U-Pb Zircon 2724 1 1             Tom Skulski, inédit
nAviz1 Rhyolite Goudalie 91-3C U-Pb Zircon 2724 1 1             Percival et al., 1993; Percival et Card, 1994
nAviz2 Rhyolite Goudalie Serindac U-Pb Zircon 2722 15 12 2793 8 8       Percival et Card, 1994; Skulski et Percival, 1996
nAviz2 Rhyolite SNB-93-012 U-Pb Zircon 2722 15 22             Tom Skulski, inédit
nAviz1 Conglomérat (galet de granite) Goudalie conglomera tU-Pb Zircon <2718 (détritique) 1 1             Percival et al., 1993; Percival et Card, 1994
nAviz4 Filon-couche de gabbro PBA-94-275 U-Pb Zircon 2700 1,7 1,7             Tom Skulski, inédit
nAviz1 Basalte SNB-93-009 U-Pb Zircon 2744 (préliminaire) 10 10             Tom Skulski, inédit
nAviz1 Filon-couche de gabbro SNB-93-010 U-Pb Zircon 2744 10 10             Tom Skulski, inédit
nAviz1 Préidotite (filon-couche lité) SNB-93-003 U-Pb Zircon 2786 1 1             Tom Skulski, inédit
nAviz1 Filon-couche de gabbro anorthositique Goudalie anorth.gab Pb-Pb Zircon 2786 1 1             Percival et Card, 1994; Skulski et Percival, 1996
2797 2 2      
nAviz4 Conglomérat PBA-94-274 Pb-Pb Monazite             2637 2 2 Percival et Skulski, 2000

 

Relations stratigraphiques

Le Complexe de Duvert correspond à un événement volcano-sé­dimentaire relativement jeune (~2720 Ma) de la Sous-province de Minto et pourrait être contemporain du Complexe de Chavigny (2722 Ma) situé à l’ouest (Simard, 2008). Un âge plus ancien (2786 Ma) a également été obtenu dans des filons-couches altérés de la Ceinture de Vizien du Complexe de Duvert. Cet âge est équivalent à ceux obtenus dans les complexes de Dupire (2787 Ma) et de Garault (2786 Ma), locali­sés respectivement au SW et au SE du Complexe de Duvert. Le Complexe de Duvert est associé à des événements volcaniques isolés qui ont affecté la Sous-province de Minto entre 2740 Ma et 2710 Ma (Simard et al., 2008).

 

Paléontologie

Ne s’applique pas.

Références

Publications accessibles dans SIGÉOM Examine

BERCLAZ, A., CADIEUX, A M., SHARMA, K N M., DAVID, J., PARENT, M., LECLAIR, A. 2001. GEOLOGIE DE LA REGION DU LAC AIGNEAU (24E ET 24F/04). MRN. RG 2001-01, 51 pages et 2 plans.

BERCLAZ, A., CADIEUX, A M., SHARMA, K N M., DAVID, J., PARENT, M., LECLAIR, A. 2002. GEOLOGY OF THE LAC AIGNEAU AREA (24E AND 24F/04). MRN. RG 2001-05, 44 pages et 2 plans.

BOILY, M., LACOSTE, P., LABBE, J Y. 2002. GEOCHIMIE DES CEINTURES ET LAMBEAUX VOLCANO-SEDIMENTAIRES DU DOMAINE DE GOUDALIE, BLOC DE MINTO, PROVINCE DU SUPERIEUR, QUEBEC. MRN. MB 2002-03, 50 pages.

DAVID, J., MAURICE, C., SIMARD, M. 2009. DATATIONS ISOTOPIQUES EFFECTUEES DANS LE NORD-EST DE LA PROVINCE DU SUPERIEUR – TRAVAUX DE 1998, 1999 ET 2000. MRNF. DV 2008-05, 92 pages.

LECLAIR, A. 2001. PROJET DE CARTOGRAPHIE DU GRAND-NORD – RAPPORT D’ATELIER. MRN. MB 2001-03, 85 pages.

LECLAIR, A. 2002. PROJET DE CARTOGRAPHIE DU GRAND-NORD – RAPPORT D’ATELIER. MRN. MB 2002-01, 72 pages.

LECLAIR, A., PARENT, M., DAVID, J., SHARMA, K N M., DION, D J. 2001. GEOLOGIE DE LA REGION DU LAC LA POTHERIE (34I). MRN. RG 2000-12, 50 pages et 1 plan.

LECLAIR, A., PARENT, M., DAVID, J., SHARMA, K N M., DION, D J. 2002. GEOLOGY OF THE LAC LA POTHERIE AREA. MRN. RG 2001-04, 43 pages et 1 plan.

MRNF. 2010a. CARTE(S) GÉOLOGIQUE(S) DU SIGEOM – feuillet 24D. CG SIGEOM24D, 1 plan

MRNF. 2010b. CARTE(S) GÉOLOGIQUE(S) DU SIGEOM – feuillet 34H. CG SIGEOM34H, 1 plan.

MRNF. 2010c. CARTE(S) GÉOLOGIQUE(S) DU SIGEOM – feuillet 34I. CG SIGEOM34I, 1 plan.

PARENT, M., LECLAIR, A., DAVID, J., SHARMA, K N M. 2000. GEOLOGIE DE LA REGION DU LAC NEDLOUC (SNRC 34H ET 24E). MRN. RG 99-13, 46 pages et 2 plans.

PARENT, M., LECLAIR, A., DAVID, J., SHARMA, K N M. 2001. GEOLOGY OF THE LAC NEDLOUC AREA (NTS 34H AND 24E). MRN. RG 2000-09, 41 pages et 2 plans.

SIMARD, M. 2001. COMPILATION GÉOSCIENTIFIQUE – GÉOLOGIE 1/250 000, 24E – LAC AIGNEAU. In: MRNF. 2010. CARTE(S) GÉOLOGIQUE(S) DU SIGEOM – feuillet 24E. CG SIGEOM24E, 4 plans.

SIMARD, M. 2008. LEXIQUE STRATIGRAPHIQUE DES UNITES ARCHEENNES DU NORD-EST DE LA PROVINCE DU SUPERIEUR. MRNF. DV 2008-03, 107 pages.

SIMARD, M. 2011. COMPILATION GEOLOGIQUE – LAC AIGNEAU. MRNF. CG-24E-2011-01, 1 plan.

SIMARD, M., GOSSELIN, C., DAVID, J. 2000. GEOLOGIE DE LA REGION DE MARICOURT (SNRC 24D). MRN. RG 2000-07, 52 pages et 1 plan.

SIMARD, M., GOSSELIN, C., DAVID, J. 2002. GEOLOGY OF THE MARICOURT AREA. MRN. RG 2001-07, 44 pages et 1 plan.

SIMARD, M., GOSSELIN, C., LAFRANCE, I. 2009. GEOLOGIE DE LA REGION DE LA RIVIERE SERIGNY (24C – 23N). MRNF. RG 2009-02, 40 pages et 1 plan.

SIMARD, M., LABBE, J Y., MAURICE, C., LACOSTE, P., LECLAIR, A., BOILY, M. 2008. SYNTHESE DU NORD-EST DE LA PROVINCE DU SUPERIEUR. MRNF. MM 2008-02, 198 pages et 8 plans.

 

 

Autres publications

PERCIVAL, J.A., CARD, K.D., 1992. Vizien greenstone belt and adjacent high-grade domains of the Minto block, Ungava Peninsula, Quebec. In: Commission géologique du Canada, Recherches en cours no. 92-1C, pages 69-80. doi.org/10.4095/132850

PERCIVAL, J.A., CARD, K.D., 1994. Geology, Lac Minto-Rivière aux Feuilles, Québec / Géologie, Lac Minto-Rivière aux Feuilles, Québec. Commission géologique du Canada, Carte série « A » 1854A, 1 feuille. doi.org/10.4095/194490

PERCIVAL, J.A., CARD, K.D., MORTENSEN, J.K., 1993. Archean unconformity in the Vizien greenstone, Ungava Peninsula, Quebec. In: Commission géologique du Canada, Recherches en cours no. 93-1C, pages 319-328. doi.org/10.4095/134259

PERCIVAL, J.A., MORTENSEN, J.K., STERN, R.A., CARD, K.D., BEGIN, N.J., 1992. Giant granulite terranes of northeastern Superior Province; the Ashuanipi Complex and Minto Block. Canadian Journal of Earth Sciences; volume 29, pages 2287-2308. doi.org/10.1139/e92-179

PERCIVAL, J.A., SKULSKI, T., 2000. Tectonothermal evolution of the northern Minto Block, Superior Province, Québec, Canada. The Canadian Mineralogist; volume 38, pages 345-378. dx.doi.org/10.2113/gscanmin.38.2.345

SKULSKI, T., PERCIVAL, J.A., 1996. Allochtonous 2.78 Ga oceanic plateau slivers in a 2.72 Ga continental arc sequence: Vizien greenstone belt, northeastern Superior Province, Canada. Lithos; volume 37, pages 163-179. doi.org/10.1016/0024-4937(95)00035-6

SKULSKI, T., PERCIVAL, J.A., STERN, R.A., 1994. Oceanic allochtone in an archean continental margin sequence, Vizien greenstone, northern Quebec. In: Commission géologique du Canada, Recherches en cours no. 1994-C, pages 311-320. doi.org/10.4095/193839

 

 

Citation suggérée

Ministère de l’Énergie et des Ressources naturelles (MERN). Complexe de Duvert. Lexique stratigraphique du Québec. https://gq.mines.gouv.qc.ca/lexique-stratigraphique/province-du-superieur/complexe-de-duvert [cité le jour mois année].

 

Collaborateurs

Première publication

Céline Dupuis, géo., Ph. D. celine.dupuis@mern.gouv.qc.ca (rédaction)

Mehdi A. Guemache, géo., Ph. D. (coordination); anonyme (lecture critique); Simon Auclair, géo., M. Sc. (révision linguistique). 

 

 

 

12 novembre 2021