Lowther (1935) a d’abord identifié des roches volcaniques de type keewatinien dans la région du lac Villebon (feuillet SNRC 31N14). Dans la même région, la Commission géologique du Canada (CGC, 1936) a cartographié une unité principalement constituée de grauwacke et de quartzite, partiellement altérée en schiste à mica avec des proportions mineures de conglomérat, de lave et de petits corps intrusifs. Cependant, cette unité n’a pas été différenciée du Groupe de Pontiac. Tiphane et Dawson (1950) ont défini ces roches comme du schiste à biotite, localement à staurotide et biotite, et une proportion mineure de grauwacke. Dans la partie nord du lac Villebon (sud du feuillet 32C03), Tolman (1939, 1940) et MacLaren (1950) ont identifié une unité de roches volcaniques et, localement, volcanoclastiques, une unité d’amphibolite associée ainsi qu’une unité de grauwacke, par endroits schisteux, avec localement du conglomérat. Sharpe (1968) a regroupé ces roches sous le nom de Groupe de Trivio et a placé la limite entre les groupes de Pontiac et de Trivio à l’apparition d’une lentille de roches volcaniques. L’appellation « Groupe de Trivio » a été conservée par plusieurs auteurs (Vogel, 1971; Germain, 1972a-c; Gaudreau et al., 1986, 1987; Rocheleau et al., 1987) qui y ont ajouté des unités de formation de fer et, localement, de schiste à biotite et staurotide (voir le tableau ci-dessous). Le nom a par la suite été modifié pour « Complexe structural de Trivio » (Racine, 1989; Rocheleau et al., 1997), puis simplement « Complexe de Trivio » (Ducharme, 2001; Pilote et al., 2003; Rocheleau et al., 2003). La subdivision actuelle en cinq unités informelles est basée sur les travaux de compilation du Ministère (Grant, 2001a-b; Ducharme, 2001; Pilote et al., 2003; Rocheleau et al., 2003), mais a été redéfinie dans le cadre de la rédaction de cette fiche stratigraphique. Le nom fait référence au lac Trivio localisé dans le feuillet SQRC 32C03-200-0101.

Le Complexe de Trivio est considéré comme un ensemble de bandes lenticulaires de roches sédimentaires (unité nAtrv2) ou de roches volcaniques (unité nAtrv1), en contact cisaillé les unes par rapport aux autres, sans qu’il soit possible de les relier stratigraphiquement (Racine 1989; Rocheleau et al., 1997). Il comprend également de fines interdigitations de roche volcanoclastiques associées principalement à de l’amphibolite (unité nAtrv3), des niveaux concordants de formation de fer (unité nAtrv4) et quelques occurrences de schiste à biotite et staurotide (unité nAtrv5).

Le Complexe de Trivio contient plusieurs zones minéralisées en or, principalement de type veine aurifère mésothermale, à gangue de quartz et de carbonates, et particulièrement associées à du cisaillement ou des roches volcaniques. L’ancienne mine Chimo en est un bon exemple (Sauvé et al., 1987; Rocheleau et al., 1988; Sauvé et al., 1993). Des minéralisations aurifères stratiformes dans les formations de fer sont également présentes (Sauvé et al., 1993).

Complexe de Trivio 1 (nAtrv1) : Basalte, basalte andésitique et andésite partiellement amphibolitisés; localement roches volcanoclastiques

L’unité nAtrv1 est majoritairement constituée de roches volcaniques mafiques et intermédiaires, principalement du basalte, du basalte andésitique et de l’andésite (Gaudreau et al., 1986, 1987; Rocheleau et al., 1987; Rocheleau et al., 1997). Les laves sont massives, coussinées et plus rarement bréchiques. Les laves massives sont généralement aphanitiques, quoique localement grenues (1 à 2 mm). Les laves coussinées sont par endroits vésiculaires et présentent des coussins de dimensions très variables avec très peu de matériel hyaloclastique associé (Rocheleau et al., 1997). Les laves bréchiques sont peu abondantes et généralement restreintes à de minces niveaux lenticulaires généralement constitués de brèche de coulée à fragments de lave (0 à 60 %) de petite dimension (1 à 5 cm) dans une matrice hyaloclastique. En lame mince, l’assemblage minéralogique et les textures observées sont essentiellement métamorphiques, les roches volcaniques étant complètement recristallisées. Les constituants majeurs sont le quartz, la chlorite, l’actinote (en remplacement de la hornblende), la séricite et l’épidote (zoïsite et clinozoïsite) (Gaudreau et al., 1986; Rocheleau et al., 1997). Les minéraux accessoires sont la biotite et les minéraux opaques (magnétite, ilménite et pyrite) ainsi que des traces de sphène, de leucoxène et de tourmaline. Une zone minéralisée en tourmaline (NOVA) a d’ailleurs été découverte par sondage dans les roches volcaniques de l’unité nAtrv1.

L’unité nAtrv1 contient également des roches volcanoclastiques constituées de tuf mafique, très feldspathique, à cendres, à cristaux, à lapillis et à blocs (Gaudreau et al., 1986, 1987; Rocheleau et al., 1987; Rocheleau et al., 1997). Des niveaux particulièrement riches en graphite peuvent être observés à proximité de l’ancienne mine d’or Chimo. De l’ouest vers l’est, la proportion de phases volcanoclastiques augmente progressivement dans le Complexe de Trivio.

D’un point de vue géochimique, les roches volcaniques du Complexe de Trivio ont des compositions variables : basalte komatiitique, tholéiite magnésienne et roches calco-alcalines (Rocheleau et al., 1987; Rocheleau et al., 1997). Les roches volcanoclastiques sont plus felsiques que les laves et suivent un profil géochimique dans le champ calco-alcalin.

Complexe de Trivio 2 (nAtrv2) : Séquence rythmique de grès fin quartzo-feldspathique et de siltstone avec minces interstratifications de shale; grès feldspathique grossier; localement conglomérat polygénique

Les roches sédimentaires forment une séquence rythmique de turbidites de type proximal constituée de grès fin quartzo-feldspathique et de siltstone interstratifié par endroits avec une formation de fer à magnétite (nAtrv4), de grès grossier feldspathique et de quelques niveaux de conglomérat polygénique (Gaudreau et al., 1986; Rocheleau et al., 1987; Rocheleau et al., 1997). Des niveaux de roche volcanoclastique et exhalative s’interdigitent avec les roches sédimentaires, indiquant que le volcanisme était actif lors de la sédimentation. Le faciès sédimentaire le plus commun est la séquence rythmique de grès fin quartzo-feldspathique et de siltstone en lits d’épaisseur variable, de 5 à 10 cm en moyenne, montrant communément du granoclassement normal, alternant avec de minces interstratifications de shale de 1 à 5 cm d’épaisseur. Dans les niveaux très déformés à grains fins, le litage est bien développé et habituellement marqué par l’alternance de niveaux riches en biotite et de niveaux plus quartzo-feldspathiques (Gaudreau et al., 1986). En lame mince, le grès est constitué de fragments de feldspath et de quartz arrondis (50 à 75 %) (Gaudreau et al., 1986; Rocheleau et al., 1997). Les fragments de roche sont rarement observés et semblent restreints aux lits plus grossiers. La matrice abondante (30 à 40 %) est complètement recristallisée en quartz, muscovite, biotite brunâtre (15 à 25 %), chlorite brun verdâtre (2 à 15 %), amphibole vert pâle (trace), magnétite octaédrique disséminée (1 à 8 %), épidote (2 à 20 %) et carbonate (1 à 25 %).

Un deuxième faciès gréseux est constitué de grès feldspathique grossier et conglomératique (diamètre de 2 à 4 mm), chloritisé et pauvre en quartz (<5 %). En affleurement, les lits ont une épaisseur moyenne de 15 à 30 cm et leurs limites sont peu marquées. Ces grès sont généralement massifs et sans structure sédimentaire. De minces interstratifications de shale viennent rompre la monotonie de cette séquence. En lame mince, le grès grossier est constitué de fragments de plagioclase (albite) dans une matrice similaire à celle des grès décrits précédemment. La matrice est recristallisée en chlorite, biotite et quartz, en plus de contenir 3 à 7 % de carbonate (calcite).

Le conglomérat polygénique à cailloux, galets et blocs est généralement très déformé (Rocheleau et al., 1997). Il se présente en lits lenticulaires, d’épaisseur variable, massifs ou granoclassés. Les pourcentages de fragments et de matrice sont particulièrement difficiles à déterminer à cause de la déformation. Toutefois dans les secteurs les moins déformés, la matrice semble suffisamment abondante pour supporter les fragments. Ces derniers consistent majoritairement en blocs d’origine volcanique, principalement du tuf et du tuf felsique à cristaux, en blocs d’origine intrusive de composition tonalitique, et en plus faible proportion, en cailloux de chert noir et de roche volcanique mafique. Plus rarement, il est possible d’identifier des cailloux de roche volcanique felsique, de roche sédimentaire et de fuchsite. La matrice de ces conglomérats est soit gréseuse, soit silteuse et de même composition que le faciès de grès fin quartzo-feldspathique et de siltstone. Ces niveaux lenticulaires de conglomérat sont interprétés comme étant le remplissage de chenaux sous-marins.