Le Membre de Bruneau avait d’abord été défini comme la partie supérieure de la Formation de Gilman (désormais abandonnée) par Leclerc et al. (2008). Deux datations isotopiques U-Pb sur zircons provenant de roches volcanoclastiques du Membre d’Allard (2726,5 ±0,7 Ma et 2726,7 ±0,7 Ma; Leclerc et al., 2011), auparavant attribuées à la Formation de Gilman, ont fourni des âges comparables aux roches felsiques sous-jacentes de la Formation de Waconichi (entre 2726 Ma et 2730 Ma; Mortensen, 1993; Legault, 2003; Leclerc et al., 2011; David et al., 2012 et 2018), ce qui a mené à une révision de la stratigraphie du Groupe de Roy et à l’élévation du Bruneau au rang de formation (Leclerc et al., 2011).

Le nom de l’unité provient du lac et du mont Bruneau situés à proximité de l’ancienne mine Bruneau (feuillet 32G16).

Les roches volcaniques mafiques forment plus de 90 % de la Formation de Bruneau. Le faciès coussiné est dominant, sauf dans la portion supérieure de l’unité. Les coulées massives, coussinées et bréchiques formant l’unité nAbnu1 apparaissent en succession sur des épaisseurs variant de quelques mètres à quelques dizaines de mètres. Les coussins ont une taille décimétrique à métrique avec des bordures vert foncé et des jonctions triples remplies de matériel hyaloclastique. La morphologie originale des coussins est généralement préservée, ce qui permet d’établir la polarité stratigraphique. Ces structures sont cependant difficilement reconnaissables dans les zones plus intensément déformées. Les roches volcaniques mafiques de la Formation de Bruneau possèdent une patine vert pâle à blanche caractéristique, ce qui permet de les distinguer des roches volcaniques mafiques de la Formation d’Obatogamau qui présentent plutôt une patine vert foncé. Cette patine plus pâle semble indiquer une altération diffuse en silice et en épidote (Trudeau, 1981).

Dans le secteur du lac la Trêve, quelques affleurements montrent un enrichissement en sulfure particulièrement dans le matériel intercoussin qui présente une couleur rouille (affleurements 2021-YD-2016, 2021-MB-3019 et 2021-MB-3042). 

La roche est aphanitique à moyennement grenue. En lame mince, elle montre des phénocristaux de plagioclase millimétriques (≤2 %, <1 mm à 2 mm) pseudomorphisés en épidote, chlorite ou actinote, et des cristaux de pyroxène ouralitisé. La matrice est constituée de microlites de plagioclase transformés en un assemblage composé de chlorite-épidote ± albite ± carbonate ± titanite. La structure amygdalaire est commune et on observe jusqu’à 20 % d’amygdales de calcite de taille millimétrique montrant localement un aspect vermiculaire. Les amygdales composées de calcite et d’ankérite (2 à 3 mm) sont concentrées en périphérie des coussins et sont déformées dans le plan de la schistosité régionale. L’espace interstitiel entre les coussins est rempli de matériel hyaloclastique altéré en calcite, quartz et feldspath. Ces minéraux forment aussi des veinules millimétriques coupant les laves. Occasionnellement, une altération rouille témoigne de la présence de sulfures, généralement de la pyrite. Dans les couloirs de déformation, les basaltes coussinés sont transformés en schiste à chlorite et séricite avec des espaces intercoussins altérés en ankérite. Le faciès bréchique représente normalement une portion mineure (<1 %) des coulées, sauf dans quelques secteurs où l’épaisseur des brèches atteint plus de 40 m. Ces zones bréchiques plus épaisses comprennent des fragments anguleux vert pâle de 2 cm à 10 cm de diamètre. Elles sont caractérisées par une altération intense associée à de nombreuses veinules de quartz, de calcite, d’ankérite, de chlorite et d’épidote, d’hématite et de sulfures (PY-PO ± CP ± Au). Les basaltes situés dans la partie nord de l’auréole de déformation du Pluton de Houghton (feuillet 32G14-200-0101) présentent un assemblage de hornblende, grenat, plagioclase et quartz. Ces amphibolites ont une structure rubanée formée par l’alternance des bandes riches en hornblende ou en plagioclase. L’altération de la hornblende par la chlorite, l’épidote et la magnétite indique une rétromorphose au faciès des schistes verts.

Leclerc et al. (2011) ont montré que dans le secteur du Complexe du Lac Doré la base du Bruneau (voir « Uppermost Gilman » dans leur article) est particulièrement riche en magnésium comparativement au reste de l’unité, soit entre 7 % et 12 % MgO. Cette variation est également notée dans le secteur du lac la Trêve, où l’unité nAbnu1 a été divisée en deux sous-unités (Daoudene et Beaudette, 2022; voir lithogéochimie) selon le contenu en MgO, le profil des éléments en traces et la position stratigraphique : une sous-unité de basalte tholéiitique magnésien (nAbnu1a) et une sous-unité de basalte tholéiitique ferrifère (nAbnu1b). À noter qu’aucun critère ne permet leur distinction sur le terrain.

Formation de Bruneau 1a (nAbnu1a) : Basalte tholéiitique magnésien et amphibolite

Le basalte tholéiitique magnésien se distingue du basalte tholéiitique ferrifère (ci-dessous) par une concentration plus élevée en MgO (7 %-9 %) et légèrement plus faible en Al, en Fe, en Ti, en éléments de terres rares et en éléments traces (Daoudene et Beaudette, 2022).

Formation de Bruneau 1b (nAbnu1b) : Basalte tholéiitique ferrifère et amphibolite

Le basalte tholéiitique ferrifère se distingue du basalte tholéiitique magnésien par une concentration légèrement plus élevée en Al, en Fe, en Ti, en terres rares et en éléments traces, et une concentration plus faible en MgO, soit entre 4 % et 7 % (Daoudene et Beaudettte, 2022). 

Dans la région du lac La Trêve, la carte magnétique montre que la Formation de Bruneau correspond à une zone de faible susceptibilité magnétique sans textures distinctives. La forte anomalie magnétique linéaire du Dyke de l’Abitibi masque en quelque sorte le patron de la Formation de Bruneau. De nombreuses anomalies électromagnétiques sont présentes au sein de l’unité.

La Formation de Bruneau contient une faible proportion (1 %) de roches volcanoclastiques (tuf à lapillis grossiers à fins) et de rhyodacite regroupées dans l’unité nAbnu2. Ces roches constituent des lentilles peu épaisses (généralement de <10 m), d’extension latérale limitée (<500 m), interstratifiées avec les roches volcaniques mafiques. À la mine Bruneau, l’une de ces lentilles est coupée à la base par un filon-couche gabbroïque. À cet endroit, le tuf à lapillis moyens est exposé sur une épaisseur estimée à 5 m. En lame mince, la matrice du tuf montre des échardes de verre préservées dans une matrice de chlorite ± séricite. En affleurement, la couleur blanchâtre des lapillis semble indiquer une composition intermédiaire. Le tuf est surmonté de deux niveaux de formation de fer (95 % magnétite, 5 % pyrite, traces de chalcopyrite) de 40 et 80 cm d’épaisseur respectivement, séparés l’un de l’autre par 2 m de chert lité. Ces niveaux ferrifères peuvent être suivis latéralement sur deux affleurements distants de quelques centaines de mètres, mais la présence de filons-couches de gabbro ne permet pas d’estimer leur étendue régionale. Le sommet de la séquence de la mine Bruneau est caractérisé par le retour des roches volcaniques mafiques coussinées. À l’ouest de la mine Gwillim (feuillet 32G16-200-0201), une lentille de tuf à lapillis moyens mesurant quelques dizaines de mètres de longueur est également associée à un niveau exhalatif composé de chert pyriteux (Bouchard, 1986). Dans les secteurs des lacs Dolomieu (feuillet 32G14-200-0102) et des Deux Orignaux (feuillet 32G14-200-0101), le tuf à lapillis à matrice de quartz, de plagioclase, d’épidote et de chlorite forme des lentilles d’épaisseur décamétrique. Les lapillis sont essentiellement constitués de cristaux de plagioclase allongés dans le plan de la schistosité régionale. Quelques échardes de verre dévitrifié sont maintenant remplacées par la chlorite noire.