Les roches de la Formation de Duprat-Montbray sont d'abord incluses dans les « volcanites de l’Abitibi » par Wilson (1918), une vaste unité comprenant de la rhyolite, de l'andésite et d'autres roches associées. Dans la région à l'ouest de Rouyn-Noranda (coin NW du feuillet SNRC 32D03, coin NE du feuillet 32D04, partie est du feuillet 32D05 et feuillet 32D06), elles sont par la suite incluses dans une unité de basalte, d'andésite, de dacite et de rhyolite variablement altérés et partiellement transformés en schiste, avec des proportions mineures de tuf et de petits corps intrusifs (Cooke et al., 1931; James et al., 1933; CGC, 1936). Dans la région au sud du lac Duparquet et à l'ouest de Rouyn-Noranda, jusqu'à la frontière avec l'Ontario (coin NW du feuillet 32D03, coin NE du 32D04, partie est du 32D05 et feuillet 32D06), les roches de la Formation de Duprat-Montbray sont incluses dans le Groupe de Blake River, mais ne sont pas différenciées (Ambrose, 1944). Dans la région du lac Dasserat (coin NW du feuillet 32D03, coin NE du 32D04, coin SE du 32D05 et coin SW du 32D06), elles sont cartographiées comme des laves de composition intermédiaire et des coulées basaltiques accompagnées de rhyolite et d'agglomérat (Stockwell, 1949a-b; Dawson, 1950; voir tableau ci-dessous). Dans les travaux de cartographie du Ministère, elles sont cartographiées plus en détail, principalement comme de l'andésite accompagnée de basalte, de rhyolite, de dacite et de proportions mineures de roches volcanoclastiques, mais non différenciées (Bruce, 1933; MacKenzie, 1940, 1941; Auger, 1942, 1947; Robinson, 1941, 1943, 1948, 1952; L'Espérance, 1951a-b; Dugas et Gilbert, 1953a-b, 1954a-b, 1955; Gilbert et Dugas, 1955; Dugas, 1956, 1957, 1965; Behr et al., 1958; Hogg et Dugas, 1958; Hogg, 1959; Dugas et Hogg, 1959, 1960, 1965; Dugas et al., 1961b; Thibault, 1961, 1963; Sharpe et Thibault, 1966a-b). À plus grande échelle, elles sont cartographiées principalement comme des coulées intermédiaires à mafiques et des coulées felsiques, toutes non différenciées (Dugas et al., 1956, 1961a).

Goodwin (1977, 1979, 1980, 1982) utilise les termes « Sous-groupe de Noranda » et « Sous-groupe de Misema » pour désigner les roches correspondant à la Formation de Duprat-Montbray à l'ouest du Pluton de Flavrian, du côté du Québec et de l'Ontario, mais sans les différencier (roches métavolcaniques intermédiaires [andésite et proportions mineures de basalte et de roche métavolcanique alcaline] et roches métavolcaniques felsiques [dacite, rhyolite, proportions mineures de rhyodacite]). Les roches de la Formation de Duprat-Montbray font également partie du Groupe de Blake River indifférencié dans les travaux de Dimroth et al. (1974, 1978, 1982, 1983a). Verpaelst (1979, 1980) effectue quant à lui une cartographie plus précise des roches rhyolitiques de la région au sud du lac Duparquet (coin SE du feuillet SQRC 32D06-200-0201; voir tableau ci-dessous). 

De Rosen-Spence (1976) définit plusieurs unités lithostratigraphiques informelles dans la partie centrale de la séquence volcanique de Noranda, la Faille de Hunter Creek étant considérée comme une structure importante divisant deux domaines structuraux : le bloc Flavrian au sud de la faille, et le bloc Hunter au nord. Les unités lithostratigraphiques définies dans le bloc Hunter (« andésite de Flavrian », « rhyolite de Duprat Nord inférieure », « andésite de Duprat Nord inférieure », « rhyolite de Duprat Nord supérieure », « andésite de Duprat Nord supérieure [membres inférieur et supérieur] », « rhyolite de Fish-Roe », et « andésite de D'Alembert [membre supérieur] ») correspondent désormais aux roches de la Formation de Duprat-Montbray. Dans la stratigraphie géochimique des roches du Groupe de Blake River de Gélinas et al. (1984), les trois premières unités lithostratigraphiques de De Rosen-Spence (1976) citées plus haut correspondent en partie à l'unité tholéiitique et calco-alcaline de Duprat-Montbray, tandis que les quatre dernières correspondent en partie à l'unité calco-alcaline de Dufault dans le bloc de Hunter.

Les roches de la Formation de Duprat-Montbray sont ensuite cartographiées de façon plus détaillée dans la région du lac Dasserat (Leduc et Forest, 1984; Leduc, 1986) et dans la région au nord et à l'ouest du Pluton de Flavrian (Péloquin et Verpaelst, 1988; Péloquin et al., 1989a-b, 1990, 2001) (voir tableau ci-dessous). Ces régions montrent une alternance d'unités andésitiques et bimodales (andésite-rhyolite) aux affinités calco-alcalines et tholéiitiques (Péloquin et al., 1990). Afin de faciliter l'interprétation de la stratigraphie de la partie ouest du Groupe de Blake River, Péloquin et al. (2001) divisent la région au nord et à l'ouest du Pluton de Flavrian en différents blocs structuraux (Flavrian, Hunter, Arnoux, D'Alembert, Mouilleuse, Kanasuta et Després) délimités par les failles majeures de Hunter Creek, de Mouilleuse, de D'Alembert et de la Baie Fabie. Les quatre premiers blocs sont associés au « Sous-groupe de Noranda », lequel correspond partiellement à la portion orientale de l'actuelle Formation de Duprat-Montbray, tandis que les deux derniers sont associés au « Sous-groupe de Misema ». À noter que les blocs Flavrian et D'Alembert font respectivement partie des formations de Noranda et de Camac.

Le nom de Formation de Duprat-Montbray apparaît dans les travaux de compilation du Ministère (Beausoleil et al., 2003; Goutier, 2003; Goutier et al., 2003; Beausoleil et Patry, 2004a-c; Beausoleil et al., 2004a-c). Le nom fait référence aux anciens cantons de Duprat et de Montbray. La formation est alors subdivisée est cinq unités informelles (Adm1 à Adm5; voir tableau ci-dessous). Dion et Rhéaume (2007) raffinent ensuite le découpage de ces unités dans le secteur à l'ouest du lac Flavrian. Ce secteur présente un important centre volcanique felsique qu'ils désignent comme le « Complexe volcanique de Flavrian-Ouest », lequel correspond à la Zone rhyolitique II de Spence et De Rosen-Spence (1975), ou à la portion sommitale du Cycle II de Gibson (1989) et Gibson et Watkinson (1990). Les roches de la Formation de Duprat-Montbray font également l'objet d'études géologiques et géochimiques (p. ex. Cattalani et al., 1995; Ross et al., 2009; Goutier et al., 2011; Sterckx, 2018). Dans le cadre de la rédaction de la présente fiche stratigraphique, la Formation de Duprat-Montbray est subdivisée en quatre unités informelles (nAdm1 à nAdm4). Les roches intrusives felsiques auparavant assignées à l'unité nAdm5 sont réassignées à la Tonalite de Fabie. Ces roches sont considérées comme faisant partie des grands plutons synvolcaniques qui se sont mis en place dans la partie centrale du Groupe de Blake River comme suggéré par Dimroth et al. (1983a, b), Péloquin et al. (2001) et Goutier et al. (2009).

Des roches équivalentes à la Formation de Duprat-Montbray sont cartographiées du côté de l'Ontario par Jensen (1971a-c, 1974, 1977), Ayer et al. (1999) et Ayer et Trowell (2000).​

La Formation de Duprat-Montbray consiste typiquement en un ensemble de roches volcaniques mafiques à intermédiaires, avec des centres felsiques d'extension kilométrique, formant un dôme structural centré légèrement au nord du lac Tarsac (coin NW du feuillet SQRC 32D06-200-0101) (Goutier et al., 2011; Sterckx, 2018). Elle se compose de basalte (nAdm1) ainsi que d'andésite et d'andésite basaltique (nAdm2) au centre du dôme, et de roches volcaniques felsiques (rhyolite, rhyodacite [nAdm3] et de dacite [nAdm4]) distribués dans cinq centres felsiques en périphérie du dôme. Ces roches sont principalement d'affinité tholéiitique à transitionnelle (Péloquin et al., 2001; Dion et Rhéaume, 2007). Le métamorphisme régional varie du faciès à préhnite-pumpellyite à celui des schistes verts, sauf en bordure des intrusions tardives qui sont entourées d'une auréole de métamorphisme de contact au faciès des amphibolites (Verpaelst, 1979; Péloquin et al., 1989a-b, 2001; Dion et Rhéaume, 2007). La Formation de Duprat-Montbray possède un potentiel pour les minéralisations de type sulfures massifs volcanogènes (SMV) et d'or orogénique (Dion et Rhéaume, 2007).

Formation de Duprat-Montbray 1 (nAdm1) : Basalte

L'unité nAdm1 est principalement constituée de basalte (Thibault, 1961; Dugas et Hogg, 1965; Leduc, 1986). La roche est généralement vert foncé, gris foncé ou noire en surface fraiche, gris verdâtre en patine d'altération, de granulométrie très fine à moyenne (Thibault, 1961; Dugas et Hogg, 1965) et à fracture conchoïdale (Dugas et Hogg, 1965). Le basalte se présente généralement en coulées massives à coussinées, localement bréchiques (Leduc, 1986). Par endroits, des amygdales et des bordures de coulées sont observées (Thibault, 1961). Les coulées massives sont localement porphyriques. Sur quelques sommets situés dans le secteur au sud du lac Colnet (feuillet 32D06-200-0101), la polarité est vers le sud (Leduc, 1986). Le basalte est localement carbonaté, silicifié et amphibolitisé, notamment à proximité des intrusions.

La distribution du basalte en périphérie de masses intrusives (p. ex. Pluton du Lac Colnet) suggère qu'il représente possiblement un équivalent de l'andésite altérée (nAdm2) (Gilbert et Dugas, 1955; Behr, 1958; Dugas et Hogg, 1965) ou qu'il est le résultat d'un métamorphisme de contact associé à la mise en place des intrusions (Thibault, 1961; Dugas et Hogg, 1965; Leduc, 1986).

En lame mince, le basalte se distingue de l'andésite (nAdm2) par un contenu plus élevé en minéraux ferromagnésiens (Gilbert et Dugas, 1955), en plagioclase et en minéraux opaques (pyrite) (Verpaelst, 1980). La roche se compose essentiellement de microlites de plagioclase (An₅₅) et de hornblende sous la forme de lattes maclées ou non (Dugas et Hogg, 1965). Les microlites de plagioclase sont mieux développés que dans l'andésite (Verpaelst, 1980). La magnétite, finement disséminée, constitue 5 à 10 % de la roche (Dugas et Hogg, 1965). Le pyroxène est observé par endroits. Ce dernier ainsi que la hornblende sont communément altérés en chlorite. De petits grains de quartz (<3 %) sont également présents. L'épidote se présente en grappes arrondies ou en étroits filonnets.

Formation de Duprat-Montbray 2 (nAdm2) : Andésite et andésite basaltique, roches volcanoclastiques localement

L'unité nAdm2 occupe principalement la partie occidentale de la Formation de Duprat-Montbray. Ce secteur, correspondant au « Sous-groupe de Misema », est caractérisé par une abondance de roches andésitiques (nAdm2) et très peu de rhyolite (nAdm3) (Péloquin et al., 2001). Les roches andésitiques consistent surtout en andésite et andésite basaltique (Thibault, 1961; Verpaelst, 1980; Leduc, 1986; Péloquin et al., 1989a-b, 2001). Ces roches sont généralement vertes ou vert foncé en surface fraiche, brun verdâtre, brun grisâtre ou brun pâle en surface altérée, et aphanitique à grain très fin (Thibault, 1961; Verpaelst, 1980; Leduc, 1986). Elles prennent surtout la forme de coulées coussinées et massives, localement bréchiques, amygdalaires, porphyriques ou gloméroporphyriques à phénocristaux de plagioclase (Thibault, 1961; Verpaelst, 1980; Leduc, 1986; Péloquin et al., 1989a, 2001). Les coulées ont une épaisseur variant de 30 à 50 m (Leduc, 1986). Elles sont par endroits interstratifiées avec des coulées rhyolitiques (nAdm3). Des roches volcanoclastiques (nAdm2e) sont observées par endroits (Leduc, 1986; Péloquin et al., 2001).

Les coussins sont peu ou non déformés et leur taille varie de 0,3 à 1,3 m de diamètre (Thibault, 1961). Par endroits, la forme des coussins est bien visible en raison de la matrice intercoussin carbonatée qui a été complètement dissoute (Leduc, 1986). Les sommets observés donnent une polarité généralement orientée vers le SE et le SSE, localement vers le sud ou le SW. Certaines coulées andésitiques montrent des structures particulières, comme des fractures concentriques de refroidissement dans les coussins (Péloquin et al., 2001). Des brèches de coulées fortement amygdalaires, localement à coussins isolés, sont également observées (Leduc, 1986). La proportion d'amygdales varie de 15 à 20 % (localement 30 %) dans les coussins ou dans les fragments inclus dans les brèches. Les amygdales (1 à 2 mm, jusqu'à 6 mm localement) sont remplies en majeure partie de carbonate et de quartz, d'épidote et localement de pyrite (Thibault, 1961; Leduc, 1986). Par endroits, les coussins sont surmontés d'une épaisseur de 4 à 10 cm d'hyaloclastite contenant des fragments de coussins subanguleux d'un diamètre pouvant varier de 2 à 4 cm (Leduc, 1986). Localement, les laves porphyriques contiennent de 1 à 2 % (localement ≤30 %) de phénocristaux de plagioclase dont la taille peut atteindre 8 mm. De nombreux affleurements fracturés sont coupés par des veinules de quartz de directions diverses (Thibault, 1961).

En lame mince, la roche est généralement microlitique, localement amygdalaire, porphyrique ou gloméroporphyrique à phénocristaux de plagioclase (Leduc, 1986; Péloquin et al., 2001). Les textures pilotaxitique et intersertale à subophitique sont communes (Péloquin et al., 2001). La texture trachitique est observée localement, surtout dans les laves coussinées. Des textures de trempe (sous-refroidissement) sont rarement observées. La minéralogie de la roche est principalement représentée par l'assemblage plagioclase-chlorite-épidote-actinote-quartz-séricite-carbonate et contient localement de la hornblende, du clinopyroxène relique et de la biotite. Du leucoxène et des minéraux opaques (sulfures et oxydes) sont également observés (Verpaelst, 1980). Le plagioclase se trouve sous la forme de phénocristaux (ou de glomérophénocristaux) saussuritisés (albite-épidote-séricite-carbonate) et d'albite limpide dans la matrice (Péloquin et al., 2001). Les phénocristaux de plagioclase sont automorphes ou hypidiomorphes (Leduc, 1986). Ils peuvent constituer jusqu'à 30 % de la roche (Péloquin et al., 2001). Il est impossible de bien définir la minéralogie secondaire du plagioclase dans la matrice. Des pseudomorphes de microphénocristaux de clinopyroxène et d'olivine sont également observés très localement (Leduc, 1986; Péloquin et al., 2001). La chlorite se trouve avec l'actinote ou la hornblende en remplacement de minéraux ferromagnésiens primaires (p. ex. le clinopyroxène) et également avec d'autres minéraux à grain fin dans la matrice (Péloquin et al., 2001). L'épidote (pistachite et clinozoïsite) représente la principale altération du plagioclase, en phénocristaux ou dans la matrice. Le quartz est aussi présent dans la matrice. Les amygdales contiennent un ou plusieurs de ces minéraux : quartz, épidote, chlorite ou calcite (Verpaelst, 1980). On y observe également de la préhnite et de la pumpellyite (Péloquin et al., 2001).

Les roches de l'unité nAdm2 présentent une altération localement forte en chlorite, carbonate, quartz, épidote et séricite (Leduc, 1986). Par endroits, des zones de cisaillement apparaissent à l'intérieur des laves, laissant voir des phénomènes microtectoniques particuliers, comme la fracturation de la bordure et du centre de certains coussins, la fracturation associée à une silicification et à une séricitisation différentielle des fragments et de la matrice ainsi formée. Par le passé, certaines unités d'andésite altérée ont été interprétées comme de la dacite et de la rhyolite, tandis que d'autres, situées autour de petites intrusions, ont été interprétées comme du basalte (Péloquin et al., 2001). Ces unités d'andésite altérée contiennent notamment de la hornblende, de la biotite et de l'amphibole sodique (p. ex. près du Pluton du Lac Tarsac) et sont les produits du métamorphisme de contact ou du métasomatisme. Des altérations en épidote-quartz et en carbonate ou en chlorite sont également observées près des dykes de diorite, des failles synvlocaniques et des failles tardives ainsi que des zones axiales des plis. La roche andésitique altérée est par endroits vert pâle ou jaune pâle et la pyrite (≤1 %) est omniprésente (Thibault, 1961). Dans le secteur au NE de l'ancienne mine Aldermac, l'andésite présente de petites zones diffuses d'aspect tacheté (dalmatianite) (Leduc, 1986; Pearson, 1986). Ces zones de dalmatianite consistent en un assemblage à cordiérite-anthophyllite ± biotite et sont associées à une auréole métamorphique au faciès des amphibolites résultant de la mise en place d'une masse syénitique (Pluton d'Aldermac) (Pearson, 1986). Dans le même secteur, l'andésite est aussi coupée par plusieurs dykes felsiques porphyriques à phénocristaux de quartz et de plagioclase. 

Les contacts entre les unités d'andésite et de rhyolite (nAdm3) affleurent par endroits (Péloquin et al., 2001). Ces contacts sont plutôt nets, sauf aux endroits où la rhyolite et l'andésite sont toutes deux bréchiques. Dans ce cas, la brèche andésitique est généralement silicifiée et ressemble à la brèche rhyolitique. Le changement abrupt d'une brèche porphyrique à phénocristaux de quartz et plagioclase à une brèche non porphyrique peut être interprété localement comme un contact rhyolite-andésite. Les contacts andésite-rhyolite observés sont généralement minéralisés en sulfures disséminés.

Formation de Duprat-Montbray 3 (nAdm3) : Rhyolite, roche volcanoclastique rhyolitique, tuf et roches volcaniques felsiques

L'unité nAdm3 est constituée de rhyolite, de roches volcanoclastiques rhyolitiques ainsi que de tuf et de roches volcaniques felsiques (Verpaelst, 1980; Leduc, 1986; Péloquin et al., 1989a-b, 2001; Dion et Rhéaume, 2007). Ces roches forment cinq centres volcaniques felsiques d'extension kilométrique : rivière Kanasuta, Duprat, Montbray-Four Corners, Flavrian-Ouest et Demin (Goutier et al., 2011; Sterckx, 2018). 

Les roches de l'unité nAdm3 se présentent sous la forme d'une interdigitation de coulées métriques à décamétriques constituées majoritairement de rhyolite, et accompagnée de proportions mineures de roche volcanoclastique rhyolitique et de tuf et de roches volcaniques felsiques (rhyodacite, dacite), le tout coupé par des roches intrusives mafiques à felsiques (Leduc, 1986; Dion et Rhéaume, 2007). La rhyolite forme des coulées massives, localement bréchiques, et des coulées à lobes et brèches autoclastiques, caractérisées par des structures d'écoulement laminaires bien développées (Verpaelst, 1980; Leduc, 1986; Péloquin et al., 1989a, 2001; Dion et Rhéaume, 2007). La dimension des lobes varie de 10 à 50 m² (Leduc, 1986). Plusieurs dômes de rhyolite présentent des joints polygonaux (Verpaelst, 1980; Leduc, 1986; Péloquin et al., 2001). Les structures d'écoulement sont généralement observées dans les faciès massifs et ceux de lobes, mais sont localement présentes dans les fragments du faciès bréchique (Péloquin et al., 2001).

La rhyolite est généralement aphyrique à légèrement porphyrique à phénocristaux de quartz et de plagioclase (<1 à 5 %; <1 à 2 mm) (Leduc, 1986; Dion et Rhéaume, 2007), localement porphyrique à gloméroporphyrique à phénocristaux de quartz et de plagioclase (Péloquin et al., 1989a-b, 2001). Elle est localement amygdalaire (Verpaelst, 1980; Péloquin et al., 1989a-b, 2001). Certaines coulées lobées peuvent contenir jusqu'à 5 % de fragments (2 à 64 mm) aphanitiques brun-beige de rhyolite et de roches de composition intermédiaire (Verpaelst, 1980). Les amygdales (≤2 cm) sont remplies d'épidote, de calcite et/ou de chlorite et comptent pour ∼10 % de la roche dans certains lobes. Des coulées lobées et bréchiques de rhyolite sphérolitique à écoulement laminaire bien développé sont observés par endroits (Dion et Rhéaume, 2007). D'après Péloquin et al. (2001), les coulées de rhyolite sphérolitique identifiables sur le terrain consistent en rhyolite hautement sphérolitique, produite par cristallisation, et en rhyolite altérée à sphérolites de séricite. Les unités de rhyolite hautement sphérolitique se présentent habituellement dans les faciès de coulée et de roches volcanoclastiques. La rhyolite contient des phénocristaux de quartz (5 à 10 %; <2 mm) idiomorphes, à section carrée, qui servent communément de sites de nucléation pour les sphérolites (≤1 cm) (Dion et Rhéaume, 2007). Les sphérolites les plus communes, produites par dévitrification, ne sont observables qu'en lame mince (Péloquin et al., 2001).

En lame mince, la rhyolite est généralement massive et homogène, mais peut montrer des textures schisteuses, laminées, microporphyriques à porphyriques, fragmentaires et cataclastiques (Leduc, 1986; Péloquin et al., 2001). La mésostase est généralement microlitique, sphérolitique à pilotaxitique et partiellement amygdalaire (Péloquin et al., 1989a, 2001). Elle est principalement constituée de quartz, de plagioclase, de chlorite et d'épidote microcristallins à cryptocristallins (Verpaelst, 1980; Péloquin et al., 1989b). Ces minéraux se présentent en proportions variables : quartz (40 à 75 %), plagioclase (jusqu'à 35 %), chlorite (jusqu'à 7 %) et épidote (7 %) (Leduc, 1986; Péloquin et al., 1989b). Par endroits, on observe 2 à 15 % de séricite, 2 à 5 % de calcite et 1 à 5 % de magnétite et d'hématite (Leduc, 1986). La présence d'actinote (10 %) est également rapportée (Péloquin et al., 1989b). La biotite, la muscovite, l'apatite, le sphène, la préhnite et la pumpellyite sont des constituants mineurs (Leduc, 1986; Péloquin et al., 1989a-b, 2001). Des traces de zircon et de tourmaline sont également observées (Péloquin et al., 1989b). Le diamètre des cristaux de quartz et de plagioclase varie généralement de 0,5 à 2,5 mm, mais peut être de <0,5 mm dans le cas des roches microporphyriques (Péloquin et al., 1989a). Les phénocristaux et les glomérophénocristaux (quartz et/ou plagioclase) peuvent atteindre 5 mm de diamètre (Péloquin et al., 1989a) et constituer localement jusqu'à 25 % de la roche (Péloquin et al., 1989b, 2001). Par endroits, les phénocristaux montrent des textures granophyriques et micrographiques. Des amygdales (1 à 2 %) atteignant 7 mm de diamètre sont observées (Péloquin et al., 1989a). Les microlites montrent habituellement une texture pilotaxitique (Péloquin et al., 2001). Localement, les brèches de rhyolite sont perlitiques.

Les sphérolites produites par dévitrification sont composées de lattes radiales de plagioclase et de quartz. Les sphérolites de séricite sont produites possiblement par altération hydrothermale à partir de sphérolites quartzo-feldspathiques préexistantes. Les sphérolites des unités de rhyolite hautement sphérolitique se composent de cristaux squelettiques d'actinote et de quelques reliques de clinopyroxène primaire, inclus dans des amas sphériques formant une texture orbiculaire (Péloquin et al., 1989b, 2001). Dans les roches qui en contiennent, les phénocristaux de plagioclase se présentent sous la forme de cristaux trapus individuels et d'agrégats de lattes parallèles. 

Les roches volcanoclastiques rhyolitiques consistent en tuf à lapillis scoriacés ou en tuf à lapillis et à blocs (Péloquin et al., 2001; Dion et Rhéaume, 2007). Le tuf cherteux (exhalite) est rare et se trouve généralement au contact entre la rhyolite de cette unité et l'andésite (nAdm2). Par endroits, les roches volcanoclastiques forment des lentilles et des lits marqués par des changements de granulométrie et par la présence de structures primaires (Verpaelst, 1980). La stratification est définie par les contacts entre les lits et par l'orientation préférentielle des fragments grossiers, parallèlement aux contacts. Certaines roches volcanoclastiques montrent une stratification mal définie avec des variations verticales et latérales très abruptes et des lits possiblement amalgamés. Les unités volcanoclastiques qui sont hautement sphérolitiques consistent en tuf à lapillis (Péloquin et al., 2001). Elles peuvent être porphyriques à phénocristaux de quartz et de plagioclase ou ne contenir que des sphérolites de cristallisation.

Les roches volcanoclastiques contiennent des fragments de rhyolite aphanitique à porphyrique, des fragments de composition intermédiaire et des fragments vert sombre à relief négatif, localement laminés (Verpaelst, 1980). Les fragments de rhyolite aphanitique à porphyrique sont anguleux à subarrondis et communément silicifiés. Ils sont gris-vert clair en surface altérée avec une texture granuleuse très fine. Les fragments de composition intermédiaire, moins abondants, sont brun-beige et ont une forme et une texture similaires aux précédents, mais avec un contenu plus élevé en chorite. Les fragments vert sombre à relief négatif sont plus difficiles à distinguer et se confondent avec la matrice. Il s'agit d'amas microcristallins à cryptocristallins de quartz, de plagioclase et de chlorite. Les fragments de rhyolite porphyrique sont les moins abondants et ne montrent pas de texture particulière, hormis des phénocristaux de plagioclase et de quartz. Tous ces fragments sont de taille fine à grossière (<2 à >64 mm) et constituent la fraction principale.

En lame mince, la matrice est constituée de quartz, de plagioclase, de chlorite, d'épidote et d'un peu de séricite. Ces minéraux forment une « pâte » microcristalline à cryptocristalline, avec des échardes plus ou moins déformées, localement éparses, et soudées en certains endroits (Verpaelst, 1980). Des agrégats de quartz-plagioclase atteignant localement 2 mm de diamètre sont également observés.

Selon l'altération dominante (silicification, épidotisation, chloritisation, hématisation, limonitisation), la couleur en surface fraiche des roches volcaniques et volcanoclastiques rhyolitiques varie de rosâtre à rougeâtre, localement grisâtre (Leduc, 1986). La silicification est marquée en lame mince par le remplacement du plagioclase par du quartz et la surcroissance de quartz sur les phénocristaux de quartz (Péloquin et al., 2001). Une carbonatation locale est observée. Par endroits, la roche montre une forte altération en séricite ± chlorite (Péloquin et al., 2001; Dion et Rhéaume, 2007). Sur les affleurements montrant une altération intense, les textures primaires ne sont pas préservées. Ailleurs, l'altération donne une apparence bréchique aux laves massives (Péloquin et al., 2001). L'intersection de deux schistosités peut également donner un aspect bréchique aux laves massives. Cet aspect bréchique n'est pas évident à reconnaître en lame mince. Dans certaines brèches, les variations mineures dans la distribution des minéraux d'altération (chlorite, carbonate) donnent un aspect hétérogène, mais la dévitrification, la foliation et même l'altération secondaire en chlorite et carbonate oblitèrent la texture bréchique primaire.

Des niveaux centimétriques à métriques de tuf felsique minéralisés ont été reconnu dans les unités de rhyolite bréchique (nAdm3a) et de rhyodacite (nAdm3b) (Beullac, 1980; Roy, 2002; Dion et Rhéaume, 2007). Ces tufs sont lités, chloritisés et séricitisés, localement silicifiés, et contiennent jusqu'à 10 % de pyrite, de chalcopyrite et de magnétite disséminées et en lamines (Dion et Rhéaume, 2007). 

Formation de Duprat-Montbray 4 (nAdm4) : Dacite et brèche de coulée dacitique

L'unité nAdm4 est principalement constituée de dacite et de brèche de coulée dacitique (Dion et Rhéaume, 2007). En affleurement, ces roches sont difficiles à identifier et sont communément confondues avec des roches andésitiques silicifiées (nAdm2). La dacite forme des niveaux généralement discontinus interstratifiés avec l'andésite (nAdm2) (Verpaelst, 1980). Elle se présente également sous la forme de coulées massives ou bréchiques interstratifiées avec les roches rhyolitiques du centre felsique de Flavrian-Ouest (nAdm3) (Dion et Rhéaume, 2007). La roche est verte à grise, de granulométrie fine et est généralement aphyrique et amygdalaire. Les amygdales sont généralement plus petites que celles contenues dans l'andésite (Verpaelst, 1980). La minéralogie de la dacite diffère peu de celle de l'andésite; toutefois, elle contient un pourcentage plus élevé de quartz microcristallin et de chlorite. La roche est magnétique et contient des agrégats hypidiomorphes de chlorite ± biotite-actinote qui représentent probablement des pseudomorphes d'amphiboles magmatiques (Dion et Rhéaume, 2007).

Épaisseur et distribution

La Formation de Duprat-Montbray, localisée dans la région à l'ouest de Rouyn-Noranda (feuillets 32D03-200-0201, 32D03-200-0202, coin NE du feuillet 32D04-200-0202, parties est des feuillets 32D05-200-0102 et 32D05-200-0202, et feuillet 32D06), est l'une des plus grandes unités en superficie du Groupe de Blake River. Elle s'étend sur ∼30 km selon une orientation N-S, entre les lacs Duparquet et Opasatica, et sur ∼34 km selon une orientation E-W, du secteur du lac D'Alembert jusqu'à la frontière interprovinciale. Du côté de l'Ontario, elle correspond à une unité de roches métavolcaniques intermédiaires à felsiques qui se prolonge sur >50 km selon une orientation E-W (Ayer et al., 1999, 2000). L'épaisseur totale de la Formation de Duprat-Montbray n'est pas connue.

Datation

Plusieurs datations U-Pb sur zircon sont disponibles pour les roches felsiques de la Formation de Duprat-Montbray. Le centre felsique de la rivière Kanasuta (rhyolite de Fabie), localisé dans la partie nord de la Formation de Duprat-Montbray, a été daté à 2701,9 ±0,9 Ma (McNicoll et al., 2014). Le centre felsique de Duprat, localisé plus au sud, a été daté à 2701,4 ±1 Ma (McNicoll et al., 2014). Le centre felsique de Montbray-Four Corners, localisé dans la région du lac Montbray, a été daté à 2701 ±1 Ma (Mortensen, 1993). Près de la bordure ouest du Pluton de Flavrian, le centre felsique de Flavrian-Ouest a été daté à 2697 +1,5/-1,3 Ma et à 2696,9 ±3,4 Ma (David et al., 2011). Dans la partie sud de la Formation de Duprat-Montbray, un âge de 2700,2 ±0,9 Ma (McNicoll et al., 2014) a été obtenu pour un filon-couche felsique contenu dans le centre felsique de Demin, ce qui représente l’âge maximum de ce dernier. Au SE du lac Labyrinthe (feuillets 32D05-200-0202 et 32D06-200-0201), un âge de 2701,4 ±1 Ma a été obtenu pour la rhyolite du lac Maron (McNicoll et al., 2014). Les centres volcaniques felsiques ont donc été actifs durant un intervalle de temps relativement court compris entre 2702 et 2700 Ma (McNicoll et al., 2014).

Relations stratigraphiques

La Formation de Duprat-Montbray est bordée au nord par les formations de Reneault-Dufresnoy et de Camac, au NE par la Formation de Noranda et au SE par la Formation de Rouyn-Pelletier. La base de l'unité n'est pas observée (Goutier et al., 2011), car elle est couverte au sud par les roches sédimentaires protérozoïques de la Formation de Gowganda (Groupe de Cobalt) (Sterckx, 2018). La Formation de Duprat-Montbray est coupée à l'est par les plutons de Flavrian et d'Aldermac ainsi que par la Brèche de Saint-Jude. Ailleurs, elle est coupée par les plutons du Lac Colnet, du Lac Tarsac et du Lac Nora, par la Suite syénitique de Kirkland Lake et par les dykes de diabase protérozoïques de l'Abitibi, de Sudbury et l'Essaim de dykes de Matachewan. La séquence volcanique est également coupée par divers dykes et filons-couches de gabbro-diorite et de rhyolite sphérolitique, qui sont probablement comagmatiques avec les roches volcaniques intermédiaires (nAdm2) et felsiques (nAdm3), respectivement, et par des dykes de lamprophyre tarditectoniques (Dion et Rhéaume, 2007).

Paléontologie

Ne s'applique pas.

Références

Publications accessibles dans SIGÉOM Examine

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