Dans le comté de Témiscamingue, les roches de la Formation de Horne 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 grande région de Rouyn-Noranda, elles sont par la suite incluses dans une unité de basalte, d’andésite, de dacite et de rhyolite variablement altérés et en partie 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 le quart NW du canton de Rouyn, elles sont cartographiées comme de la rhyolite (Dugas et Gilbert, 1953). À plus grande échelle, elles sont cartographiées comme des coulées felsiques non différenciées (Dugas et al., 1956, 1961).

Dans le cadre de ses travaux sur l’empilement volcanique central de Noranda, de Rosen-Spence (1976) introduit la « Rhyolite de Horne » dans le bloc de Horne, au sud de la Faille de Horne Creek, du « Sous-groupe de Noranda ». Cette unité est constituée de rhyolite généralement aphyrique ainsi que de brèche et de tuf à lapillis rhyolitiques et subdivisée et membres inférieur (>600 m) et supérieur (200 m). Goodwin (1977, 1979, 1980, 1982) cartographie les roches de la Formation de Horne comme des roches métavolcaniques felsiques (dacite, rhyolite, proportion mineure de rhyodacite) non différenciées dans le « Sous-groupe de Noranda », une unité qui englobe alors presque toutes les formations du Groupe de Blake River du côté québécois. Dimroth et al. (1982) les incluent dans la séquence précaldeira du « complexe volcanique de Noranda ». Dans la stratigraphie géochimique des roches du Groupe de Blake River de Gélinas et al. (1984), les roches appartiennent à l’« unité calco-alcaline de Dufault ». Gibson (1989) conserve plutôt la nomenclature de de Rosen-Spence (1976).

La géologie du gisement Horne a été étudiée en détail, à partir d’observations en surface et en forage, par Cattalani (1989), Cattalani et al. (1993), Kerr et Mason (1990), Kerr et Gibson (1993), Gibson et al. (2000), Monecke et al. (2008) (Zone Ouest de Remnor) et les auteurs antérieurs cités dans ces travaux. Cependant, ces auteurs n’ont pas formellement nommé la « succession volcanique à dominance felsique encaissant le gisement de Horne » (bloc de Horne). Le Membre de Horne est officiellement introduit et rattaché à la Formation de Rouyn-Pelletier dans la carte de compilation du Ministère du feuillet SQRC 32D06-200-0102 (Beausoleil et Patry, 2004). Moore et al. (2012) et Moore et al. (2016) considèrent le « bloc de Horne » comme l’un des sept blocs structuraux du « complexe de caldeiras de Rouyn-Pelletier ». Dans son mémoire sur le Groupe de Blake River, Sterckx (2018) élève l’unité au rang de formation et la dissocie de la Formation de Rouny-Pelletier. La Formation de Horne, en référence à l’ancienne mine Horne, est officialisée dans le cadre de la rédaction de cette fiche stratigraphique.

La Formation de Horne consiste principalement en rhyolite homogène et roches volcanoclastiques associées, interprétées comme des coulées de lave subaquatique (massives et bréchiques), des dépôts volcanoclastiques synvolcaniques redéposés et possiblement des dépôts pyroclastiques primaires (de Rosen-Spence, 1976; Cattalani, 1989; Gibson, 1989; Kerr et Mason, 1990; Cattalani et al., 1993; Kerr et Gibson, 1993; Gibson et al., 2000; Monecke et al., 2008; Moore et al., 2012; Moore et al., 2016; Sterckx, 2018). Elle est principalement d’affinité calco-alcaline et compte une proportion importante de rhyodacite (Sterckx, 2018).

La partie inférieure de la Formation de Horne est dominée par de la rhyolite massive homogène, aphyrique et aphanitique (de Rosen-Spence, 1976; Gibson, 1989; Cattalani et al., 1993; Monecke et al., 2008). La roche est beige pâle à gris verdâtre à noir verdâtre, à grain très fin, silexeuse et à cassure conchoïdale à subconchoïdale (Cattalani et al., 1993). Elle montre communément une texture granulaire due à la présence de sphérolites ≤1 mm de largeur constitués de fibres de cristal radiales (Monecke et al., 2008). Les sphérolites et la présence locale de fissures perlitiques indiquent que la rhyolite était, au moins en partie, de nature vitreuse. En lame mince, la rhyolite massive présente une mosaïque quartzo-feldspathique formant une pâte dans laquelle sont dispersés de petits cristaux hétéromorphes de quartz (Cattalani et al., 1993). Quoique la rhyolite massive soit généralement aphyrique, quelques coulées porphyriques à phénocristaux de quartz (1 mm) ou de quartz et de feldspath sont observées (de Rosen-Spence, 1976; Gibson, 1989; Cattalani et al., 1993; Moore et al., 2016). Il y a présence de dépôts autoclastiques entre les intervalles de rhyolite homogène ainsi que du tuf à lapillis rhyolitique pyroclastique contenant des fragments de rhyolite aphyrique et porphyrique à phénocristaux de quartz (de Rosen-Spence, 1976; Gibson, 1989; Cattalani et al., 1993; Monecke et al., 2008). 

La chloritisation et la séricitisation sont répandues dans la portion inférieure de la succession de la Zone Ouest de Remnor (Cattalani et al., 1993; Monecke et al., 2008). La rhyolite devient blanc-chamois à jaune-blanc et vert en patine d’altération dépendamment du type d’altération (séricitisation ou chloritisation) et de son intensité (Monecke et al., 2008). Elle montre une foliation d’écoulement distinctive définie par des bandes planaires et parallèles à déformées et plissées, d’une épaisseur millimétrique à centimétrique, ayant des couleurs légèrement différentes. Ce rubanement est rarement perceptible dans la roche moins altérée (Cattalani et al., 1993). La rhyolite homogène et la brèche associée de cette portion contiennent des proportions variables (1 à 5 %) de pyrite en grains disséminés ou dans les fractures, lesquelles peuvent présenter une enveloppe jaune pâle séricitisée ≤2 cm (Cattalani et al., 1993; Monecke et al., 2008). Les veinules de sulfure sont abondantes et des filonnets de sulfure d’une épaisseur atteignant 2 cm sont observés localement. En affleurement, la rhyolite enrichie en sulfures est marquée par des chapeaux de fer.

L’unité de rhyolite est caractérisée par une zone noyau qui contient de nombreux xénolites mafiques (Monecke et al., 2008). Les xénolites sont gris à vert, montrent une texture granulaire distinctive et contiennent jusqu’à 8 % de pyrite en grains disséminés et en inclusions pœcilitiques ≤1 cm. Leur taille varie de 1-2 cm à 1,5 m, diminuant vers le sommet stratigraphique. Les contacts entre les xénolites et la rhyolite encaissante sont francs, mais varient de droits à irréguliers et découpés. Les bandes d’écoulement dans la rhyolite encaissante moulent typiquement les xénolites, mais sont localement tronquées. Une autre caractéristique visible de la rhyolite est la présence de joints columnaires, particulièrement bien développés dans la bordure externe de l’unité. Les joints présumés représenter les colonnes sont régulièrement espacés et orientés perpendiculairement aux contacts. Les joints ne coupent généralement pas les xénolites. Des patrons de joint polygonaux distinctifs se sont développés dans la zone noyau et la portion supérieure de l’unité de rhyolite.

La rhyolite homogène passe graduellement à ou est en contact avec une brèche rhyolitique monogénique à blocs non stratifiée interprétée comme s’étant formée par une combinaison d’autobréchification et de fragmentation de trempe (Cattalani et al., 1993; Monecke et al., 2008). Ce faciès coïncide généralement avec les bordures des unités individuelles de rhyolite. La brèche est généralement densément compactée et typiquement à fragments jointifs (Monecke et al., 2008). Les fragments individuels (≤60 cm), non classés, sont trapus (blocs), généralement très siliceux, leucocrates et silexeux (Cattalani et al., 1993; Monecke et al., 2008). Ils présentent des bordures subplanaires ou irréguliers et, localement, un liseré d’altération blanc laiteux. La couleur varie du noir au beige pâle en passant par diverses teintes de vert (Cattalani et al., 1993). Un faible rubanement est perceptible dans certains fragments. En lame mince, les fragments de la brèche montrent les mêmes textures aphyrique à porphyrique que l’on observe dans la rhyolite massive, la variété porphyrique étant la plus commune. Des plages rondes de quartz, accompagnées de séricite, de pyrite, d’épidote et de chlorite, sont typiques. La pâte, fortement altérée, est une mosaïque de grains de quartz fins, dentelés et parsemés de séricite, de pyrite, de chlorite et d’épidote.

Les textures varient d’une brèche qui s’emboîte in situ à une brèche contenant une abondance de fragments ayant subi une rotation, certains montrant des évidences d’abrasion comme des coins arrondis à subarrondis (Cattalani et al., 1993; Monecke et al., 2008). Il y a également présence d’une brèche rhyolitique monogénique à fragments curvilignes interprétée s’étant formée comme une hyaloclastite (Monecke et al., 2008). Dans ce type de brèche, les fragments montrent typiquement des bordures subplanaires à curvilignes et flottent dans une matrice à grain fin constituée de petits fragments céroïdes de rhyolite. Un troisième type de brèche rhyolitique est observée en forage. Cette brèche rhyolitique polygénique stratifiée est à fragments jointifs et consiste en un mélange d’au moins deux populations de fragments de rhyolite aphyrique à textures distinctes, soit des fragments non amygdalaires et des fragments distinctement amygdalaires. Ces derniers montrent typiquement une foliation de coulée définie par des amygdales de quartz pouvant atteindre 1 mm de largeur.

La rhyolite de la partie inférieure est surmontée de, et localement intercalée dans, des dépôts volcanoclastiques contenant de nombreux nuages de chlorite et fragments lithiques (de Rosen-Spence, 1976; Gibson, 1989; Cattalani et al., 1993; Monecke et al., 2008). Cette unité a une épaisseur stratigraphique de 50 m et est, dans l’ensemble, doublement granoclassée, c.-à-d. chaque strate individuelle présente un granoclassement normal et l’unité, une granulométrie plus fine vers le haut (Cattalani et al., 1993; Monecke et al., 2008). Il s’agit d’une succession de tuf rhyolitique à lapillis bien lité et de brèche de tuf interstratifiés avec des cendres rhyolitiques laminées qui forment des niveaux d’une épaisseur ≤10 m (de Rosen-Spence, 1976; Gibson, 1989). Le tuf rhyolitique ressemble en couleur et en composition à la rhyolite massive, mais il exhibe généralement un rubanement flou (Cattalani et al., 1993). Les rubans, d’une largeur de 0,3 à 1,0 cm, varient de vert grisâtre pâle à blanc. Dans certains tufs, le rubanement est accentué par une répartition différentielle des grains de quartz ou de petits grains de pyrite associés à la chlorite et à la séricite fines. En lame mince, le tuf est constitué de fragments volcaniques (lapillis) ainsi que de cristaux de quartz et de feldspath, le tout dans une pâte à grain fin. Les fragments de rhyolite aphyrique peuvent atteindre 1,5 m en dimension, mais sont en moyenne <5 cm (de Rosen-Spence, 1976; Gibson, 1989). Le contact entre la rhyolite homogène et les faciès volcanoclastiques adjacents est franc et localement marqué par une mince zone discontinue, de largeur centimétrique à décimétrique, de brèche rhyolitique monogénique à blocs, non stratifiée in situ et, plus rarement, à fragments rotatifs (Monecke et al., 2008).

Cattalani et al. (1993) décrivent également du tuf à blocs de ponce. Il s’agit d’un tuf fin, gris brunâtre, sans litage ni rubanement. Les blocs de ponce sont tabulaires (≤1 m sur 40 cm), foncés et semblent répartis aléatoirement, bien qu’ils soient orientés parallèlement au litage visible dans le tuf rubané adjacent. Une fine stratification visible près des blocs est dérangée et érodée en dessous des blocs mais, au-dessus, elle suit le contour des blocs, suggérant ainsi que ceux-ci, d’abord flottants, se sont chargés d’eau pour s’enfoncer dans le tuf en voie d’accumulation.

La Formation de Horne abrite le gisement géant de Horne, situé dans le camp Sud, qui représente le plus gros gisement de type sulfures massifs volcanogènes (SMV) riche en or au monde (Mercier-Langevin et al., 2011a; Mercier-Langevin et al., 2011b; Sterckx, 2018). Presque toute la production historique du gisement Horne provenait des corps minéralisés Upper H and Lower H (Cattalani, 1989; Cattalani et al., 1993; Monecke et al., 2008). Le corps Lower H est stratigraphiquement surmonté par un corps de sulfure massif à semi-massif, la Zone 5 consistant en plusieurs lentilles de pyrite massive interstratifiées avec des roches volcanoclastiques felsiques intensément altérées (de Rosen-Spence, 1976; Cattalani, 1989; Gibson, 1989; Cattalani et al., 1993; Monecke et al., 2008). La minéralisation du gisement de Horne est coupée par deux suites de roche intrusive interprétées comme étant synvolcaniques : des cryptodômes porphyriques de composition intermédiaire (Cattalani et al., 1993; Monecke et al., 2008; Sterckx, 2018) et des essaims de dykes et de filons-couches basaltiques (métadiabase) plus jeunes (Cattalani et al., 1993; Monecke et al., 2008). Le contact avec les roches encaissantes est typiquement net, les corps basaltiques montrant des bordures de trempe de plusieurs centimètres de largeur (Monecke et al., 2008).