Les roches du Tuf de D’Alembert 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 du lac Duparquet (coin NE du feuillet SNRC 32D06), 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 (Buffam, 1926; Cooke et al., 1931; James et al., 1933; CGC, 1936). Dans les travaux de cartographie du Ministère à l’échelle 1/20 000 dans la région des lacs Duparquet et Dufresnoy (feuillet SQRC 32D06-200-0202), les roches maintenant assignées au Tuf de D’Alembert sont cartographiées plus en détail, principalement comme des roches pyroclastiques non différenciées avec, localement, de l’andésite, de la dacite et de la rhyolite (L’Espérance, 1952; Dugas et Gilbert, 1953, 1955; Graham, 1954; Dugas, 1956) (voir tableau ci-dessous). À plus grande échelle, elles sont cartographiées comme une bande de roches pyroclastiques s’étendant entre les lacs Duparquet et Dufresnoy (Dugas et al., 1956, 1961). Dimroth et al. (1973, 1974b) désignent ces roches sous le nom de « tuf de Reneault » et les décrivent comme des coulées de tuf à cendres dacitique ou andésitique au sein du Groupe de Blake River. Une petite coulée de rhyolite surmontant les coulées de tuf à cendres dans le secteur de la rivière D’Alembert, au SE du lac Duparquet, est appelée « rhyolite de la rivière Dalembert ». Les roches volcanoclastiques sont ensuite désignées sous le terme « bande de Reneault » par Tassé (1976) et Tassé et al. (1978). Dimroth et Demarcke (1978) sont les premiers à assigner le nom de « Dalembert » à cette séquence de roches volcanoclastiques intermédiaires à mafiques et à l’interpréter comme des dépôts d’écoulements pyroclastiques subaqueux. 

Dans la stratigraphie géochimique des roches du Groupe de Blake River de Gélinas et al. (1984), les roches correspondant au Tuf de D’Alembert sont cartographiées comme des roches volcanoclastiques de composition andésitique appartenant à l’« unité calco-alcaline de Reneault ». En 1995, elles sont assignées à la Formation de Reneault-Dufresnoy par Jean Goutier (Ross et al., 2011a). Dans la carte de compilation du Ministère de la région du lac Duparquet (feuillet 32D06-200-0202; Beausoleil et al., 2004), les différentes unités volcaniques et volcanoclastiques correspondant au Tuf de D’Alembert sont délimitées de façon plus précise, mais elles sont assignées à la Formation de Reneault-Dufresnoy (Arf; voir tableau ci-dessous). Les roches du Tuf de D’Alembert ont par ailleurs fait l’objet de diverses études volcanologiques, géochimiques et métallogéniques (Ross, 2010; Ross et al., 2007, 2008a-b, 2011a-b). Dans le cadre de la rédaction de cette fiche stratigraphique, le Tuf de D’Alembert est formalisé en tant que membre de la Formation de Reneault-Dufresnoy et subdivisé en trois unités informelles (voir tableau ci-dessous). Le nom fait référence à la rivière D’Alembert, laquelle se jette dans la baie éponyme située à l’extrémité orientale du lac Duparquet (feuillet 32D06-200-0202).

Le Tuf de D’Alembert est constitué principalement de roches volcanoclastiques intermédiaires à mafiques de composition andésitique à basaltique et d’affinité transitionnelle à calco-alcaline (nAtd1) (Ross et al., 2007). Il comprend également des lentilles d’andésite basaltique et de basalte (unité nAtd2) ainsi que de rhyolite (unité nAtd3) (Ross et al., 2007, 2008b, 2011a).

Le Tuf de D’Alembert contient au moins deux zones minéralisées (Baie D’Alembert, Duparquet-SE) de type sulfures massifs volcanogènes (SMV) (Ross, 2010; Ross et al., 2011a).

Tuf de D’Alembert 1 (nAtd1) : Roches volcanoclastiques intermédiaires à mafiques

Les roches volcanoclastiques intermédiaires à mafiques de l’unité nAtd1 forment la majeure partie du Tuf de D’Alembert (Ross et al., 2007). Ces roches forment des lits épais à fins, dont l’épaisseur et la granulométrie des fragments diminuent vers le sommet de la séquence et en direction ouest (Tassé, 1976; Dimroth et Demarcke, 1978; Tassé et al., 1978; Ross et al., 2007, 2008b, 2011a). Elles se composent essentiellement de tuf à lapillis, de tuf à blocs et de tuf à cendres de composition andésitique à basaltique. Deux faciès principaux sont distingués : un faciès proximal (Dimroth et Demarcke, 1978; Tassé et al., 1978; Ross et al., 2007, 2008b, 2011a) et un faciès distal (Ross et al., 2007, 2011a). Les roches du faciès proximal affleurent dans deux secteurs principaux localisés sur des collines au nord de la rivière D’Alembert et au SW du hameau de Reneault. Tassé et al. (1978) divisent les lits de roches volcanoclastiques du faciès proximal en deux types selon leur granulométrie, leur structure et leur épaisseur (Ross et al., 2007, 2011a). Les lits du premier type sont plus épais (2,75 m en moyenne), à grain plus grossier (tuf à blocs, tuf à lapillis grossiers), mal triés et ne présentent habituellement pas de stratification interne. La plupart de ces lits sont massifs et montrent seulement un granoclassement normal ou inversé, localement les deux. Les lits du second type sont plus minces (0,5 m en moyenne), à grain plus fin (tuf à lapillis, tuf à cendres) et comprennent pour la plupart des lits massifs surmontés de lits stratifiés. L’épaisseur des lits du faciès proximal peut atteindre jusqu’à 30 m (Tassé dans Dimroth et al., 1974a). Tassé et al. (1978) indiquent une épaisseur moyenne variant de 0,25 à 0,5 m dans le secteur au nord de la rivière D’Alembert et de 0,6 à 1,5 m dans le secteur au SW de Reneault. Globalement, les lits sont à grain relativement grossier avec plusieurs fragments >1 m (Tassé dans Dimroth et al., 1974a). Les fragments volcaniques (blocs, lapillis et cendres) sont de composition intermédiaire à mafique (andésite à andésite basaltique), subarrondis à subanguleux, aphyriques, peu à très vésiculaires et localement amygdaloïdes (Tassé, 1976; Dimroth et Demarcke, 1978; Tassé et al., 1978; Ross et al., 2007, 2008b, 2011a). Ils contiennent communément des cristaux et des phénocristaux de plagioclase ainsi que de rares fragments dacitiques. La matrice tufacée des deux types de lits est généralement riches en cristaux de plagioclase (Ross et al., 2007).

D’après Tassé et al. (1978), les roches voclanoclastiques du secteur au nord de la rivière D’Alembert présentent un meilleur tri, une taille moyenne des fragments plus petite, une stratification mieux définie et des structures primaires mieux organisées que celles du secteur au SW de Reneault (Ross et al., 2011a). Les roches volcanoclastiques du secteur situé au nord de la rivière D’Alembert ont fait l’objet d’une étude pétrographique détaillée par Dimroth et Demarcke (1978). Ces auteurs y signalent l’abondance d’« éclats de pierre ponce » (clastes scoriacés; 48 % en moyenne) ainsi que de cristaux et fragments de cristaux de plagioclase (26 % en moyenne), deux composantes interprétées comme juvéniles, c’est-à-dire directement issues du magma. La « pierre ponce » (c.-à-d. de la scorie, puisque les clastes ne sont pas felsiques) renferme 60 à 70 % de vésicules et phénocristaux et glomérophénocristaux de plagioclase trapus, en forme de lattes, mesurant de 1 à 7 mm. Divers fragments lithiques d’origine volcanique (24 % en moyenne), interprétés comme non juvéniles, c’est-à-dire dérivés de roches volcaniques préexistantes, constituent la fraction restante de la roche.

En comparaison, les roches volcanoclastiques du secteur au SW de Reneault ne contiennent pas de « pierre ponce » ou de cristaux de plagioclase libres (Ross et al., 2011a). Elles sont essentiellement monogéniques avec >95 % de clastes constitués de fragments d’andésite basaltique porphyrique à cristaux de plagioclase et contenant en moyenne 12 % de vésicules. Ces clastes contiennent des cristaux de plagioclase similaires à ceux de la « pierre ponce » du secteur au nord de la rivière D’Alembert et ont été interprétés comme la composante immature du secteur au SW de Reneault. Dimroth et Demarcke (1978) ont également observé que les dépôts ne sont pas soudés (c.-à-d. qu’ils ont été mis en place à froid grâce au passage des courants de densité aqueux) et que les particules clairement dérivées de laves coussinées sont absentes (Ross et al., 2011a). Une coupe stratigraphique est décrite de façon détaillée par Ross et al. (2011a) dans le secteur au SW de Reneault.

Les roches du faciès distal sont exposées sur les rives de la baie D’Alembert du lac Duparquet (extrémité WNW du Tuf de D’Alembert; Ross et al., 2007, 2008b, 2011a). Les affleurements de ce secteurs montrent des couches de tuf à cendres et de tuf à lapillis riches en cristaux de feldspath dont certains semblent zonés (Ross et al., 2007). Des blocs ≤30 cm de diamètre sont observés dans le tuf à lapillis. Les fragments (blocs et lapillis) sont aphyriques à porphyriques à phénocristaux de feldspath, de composition mafique à felsique (estimation visuelle) et de forme arrondie à anguleuse. Les lits à grain plus fin montrent des chenaux et de rares stratifications entrecroisées. Ces lits sont interprétés comme des dépôts de courants de turbidité, comme le suggère la présence de séquences de Bouma.

La séquence du Tuf de D’Alembert est interprété par Ross et al. (2007, 2011a) comme le produit d’une succession de dépôts de roches volcanoclastiques grossières par des courants de densité résultant d’éruptions explosives sous-marines. Il est également possible qu’il s’agisse de dépôts volcanoclastiques remaniés puisque la différence n’est pas évidente en milieu subaqueux (Goutier et al., 2007). Les lits à grain plus fin représentent l’équivalent distal des lits épais et grossiers, les courants de densité déposant leurs fractions les plus grossières relativement près de leurs sources (Ross et al., 2007, 2011a).

Tuf de D’Alembert 2 (nAtd2) : Andésite basaltique et basalte

L’unité nAtd2 est constituée d’andésite basaltique et de basalte coussiné intercalés dans les roches volcanoclastiques (nAtd1) (Ross et al., 2008b). Ces roches forment deux petites lentilles de 1,7 à 2,5 km de longueur dans la partie occidentale de l’unité nAtd1. De petits intervalles de laves coussinées existent également près de l’extrémité orientale de l’unité nAtd1 (Tassé et al., 1978; Ross et al., 2011a). La roche est blanchâtre à orangée à gris clair en surface altérée, grise en surface fraîche et aphanitique. Les coussins font jusqu’à 1,5 m de diamètre (axe long) avec des bordures vitreuses d’épaisseur ≤4 cm et montrent une polarité vers le nord. En lame mince, la roche contient ~1 % de phénocristaux (≤1 mm) de plagioclase entièrement remplacés par de l’épidote dans une mésostase constituée de ~30 % de microlites et de microphénocristaux de plagioclase épidotisés baignant dans une masse vitreuse. Cette dernière est désormais remplacée par de l’épidote, du leucoxène et des minéraux opaques. La roche est coupée par des veinules de quartz, d’épidote et de minéraux opaques. Les analyses géochimiques indiquent que l’andésite basaltique et le basalte sont d’affinité tholéiitique.