Les roches du Groupe de Belleterre ont d’abord été cartographiées principalement comme une unité de roches vertes, d’andésite, de tuf et de diorite de type Keewatin dans la région de Belleterre (feuillet SQRC 31M07-200-0202) et de Laforce (feuillet 31M10-200-0102) (Denis, 1936, 1937). La Commission géologique du Canada (CGC, 1943) a inclus ces roches dans une unité plus vaste de laves et de roches pyroclastiques et intrusives associées contenant des lits sédimentaires en proportion mineure et qui englobait toutes les roches volcano-sédimentaires de la moitié sud de la Sous-province de Pontiac (Groupe de Baby, Formation d’Angliers, Groupe du Lac des Bois et Groupe de Belleterre). Par la suite, des unités de roches volcaniques mafiques à intermédiaires et de roches volcaniques et volcanoclastiques felsiques ont été différenciés par plusieurs auteurs dans la région de Belleterre à Laforce (Auger, 1946, 1947a, 1947b, 1950, 1952; Chagnon, 1961, 1968; Kish, 1966, 1971; Rive, 1974, 1975; Tourigny, 1993; Tourigny et Goutier, 1994; voir le tableau ci-dessous). Parmi ces auteurs, Rive (1974, 1975) a fait référence à ces roches sous l’appellation informelle de « sillon volcanique de Belleterre » et Tourigny et Goutier (1994) ont introduit le nom de Groupe de Belleterre, mais cette unité incluait alors les roches du Groupe du Lac des Bois de la région de Belleterre. La distinction entre les deux groupes et la subdivision du Groupe de Belleterre en trois unités informelles proviennent des travaux de compilation du Ministère (Goutier, 1999a-e). Le nom fait référence au village de Belleterre situé dans le canton de Guillet (feuillet 31M07-200-0202).​

Le Groupe de Belleterre représente un sillon volcanique métamorphisé constitué principalement de basalte (nAbe1), localement gloméroporphyrique à phénocristaux de plagioclase (nAbe2), et de rhyolite et de tuf felsique associé (nAbe3) (Rive, 1974). Ces différentes lithologies contiennent des filons-couches de gabbro et plus rarement de serpentinite; ils sont coupés par de nombreux filons de porphyre trondhjémitique. Le traitement des analyses géochimiques démontre que les roches effusives et explosives du Groupe de Belleterre appartiennent à une séquence bimodale où les compositions basaltique, rhyodacitique et rhyolitique dominent nettement (Tourigny et Goutier, 1994). Les basaltes sont d’affinité tholéiitique alors que les volcanoclastites felsiques sont plutôt d’affinité calco-alcaline (Tourigny, 1993).

Le métamorphisme régional est au faciès des schistes verts comme indiqué par la paragenèse actinote-albite-chlorite dans la plupart des lithologies du Groupe de Belleterre (Tourigny et Goutier, 1994). Dans les zones de déformation à forte anisotropie, il est commun d’observer un métamorphisme rétrograde correspondant à la chloritisation des amphiboles et à la carbonatation et la séricitisation du plagioclase (Tourigny et al., 1991). Certaines zones de cisaillement aurifères montrent également une sévère pyritisation et une biotitisation.

Depuis le début des années 1930, des minéralisations aurifères filoniennes ont été reconnues dans la région de Belleterre et certaines furent exploitées à l’ancienne mine Belleterre (Tourigny et al., 1991; Tourigny, 1993). Une vingtaine de zones minéralisées aurifères sont aujourd’hui connues dans la région. La majorité de celles-ci se localisent dans l’homoclinal sud et consistent en veines de quartz en cisaillement occupant la partie centrale de zones de cisaillement ductile-fragile. Outre la présence de minéralisation en or, il existe également un bon potentiel pour des minéralisations en métaux usuels (Tourigny, 1993).

Groupe de Belleterre 1 (nAbe1) : Basalte et amphibolite cisaillée (métabasalte)

La séquence mafique du Groupe de Belleterre se compose principalement de basalte métamorphisé au faciès des schistes verts (Rive, 1974; Tourigny, 1993; Tourigny et Goutier, 1994). Ces roches se présentent principalement sous forme de coulées massives et plus rarement de coulées coussinées et bréchiques. Elles sont intercalées entre d’importants filons-couches de gabbro et coupées par plusieurs générations de dykes de lamprophyres, de dykes quartzo-feldspathiques (Auger, 1952; Rive, 1974) et par un pluton de monzodiorite syntectonique (Tourigny et Goutier, 1994). La majorité des coulées observées en affleurement varient de 3 à 10 m d’épaisseur (Tourigny, 1993). De façon générale, l’ordre de succession des épanchements débute par un faciès massif à la base et passe verticalement à un faciès coussiné. Les coulées coussinées possèdent par endroits une partie sommitale au caractère bréchique ou peuvent même être surmontées par un mince niveau de tuf cherteux à pyrite-magnétite. Le passage d’une lave massive à une lave coussinée et bréchique se fait toujours vers le sud et révèle bien le sens de la polarité stratigraphique. Les structures primaires préservées à l’intérieur des coussins comme les pédoncules, les chambres de quartz et les vésicules indiquent aussi une polarité vers le sud. Les brèches de coulées forment de minces niveaux discontinus qui se localisent au sommet des coulées coussinées ou sont spatialement associés à des zones de déformation. Ces brèches sont monomictes et semblent uniquement composées de fragments de coussins contenus dans une mésostase riche en chlorite. En surface horizontale, les fragments sont de forme elliptique et montrent un axe long orienté parallèlement à la schistosité régionale (Tourigny et al., 1991).

Le basalte est gris foncé à noirâtre en cassure fraiche, vert pâle jaunâtre à vert foncé en patine d’altération et généralement aphanitique (Rive, 1974, 1975; Tourigny, 1993). Le passage progressif des laves basaltiques à un faciès plus microgrenu qui passe lui-même au gabbro est observé localement (Rive, 1974). Les coussins individuels ont un diamètre de 0,25 à 2 m; ils sont communément aplatis dans le plan de la schistosité régionale et étirés verticalement parallèlement aux linéations minérales (Tourigny, 1993). Le basalte coussiné peut être vésiculaire et amygdalaire, les amygdales étant remplies de quartz et/ou de calcite. Des varioles ont été localement observées sur quelques affleurements épars. Dans les coulées bien exposées, le matériel hyaloclastique intercoussins est partout <10 %. En lame mince, le basalte se compose principalement d’actinote-trémolite, de plagioclase, de chlorite et d’épidote (Rive, 1974; Tourigny, 1993). La hornblende est observée localement, la variété brune étant localement abondante dans les auréoles métamorphiques des plutons granitiques. Les minéraux de la mésostase cryptocristalline sont l’épidote, la calcite, le leucoxène, le quartz, le plagioclase résiduel, les oxydes et les sulfures de fer et le mica blanc. L’abondance d’épidote, de carbonates et de chlorite varie selon l’importance de l’altération hydrothermale. La texture métamorphique varie de microgranoblastique à nématoblastique dans les zones de plus forte déformation (Tourigny et al., 1991).

Groupe de Belleterre 1a (nAbe1a) : Schiste à actinote et épidote

À proximité des batholites du Lac Devlin et du Lac Simard Sud, la déformation intense et la recristallisation métamorphique ont effacé les structures volcaniques et les critères de polarité (Rive, 1975). Les paragenèses observées contiennent essentiellement de la hornblende, du plagioclase et de l’actinote.

Groupe de Belleterre 2 (nAbe2) : Basalte gloméroporphyrique à phénocristaux de plagioclase

Une bande de basalte gloméroporphyrique à phénocristaux de plagioclase marque la limite sud de la séquence mafique (nAbe1) au pourtour d’une intrusion de monzodiorite syntectonique (Rive, 1974; Tourigny et Goutier, 1994). Cette unité repère, dont l’épaisseur varie de 5 à 600 m, peut être suivie sur une distance de ~6,5 km. Elle est constituée de coulées massives et coussinées qui sont vertes en cassure fraiche et arborent une teinte rouille en patine d’altération (Tourigny et Goutier, 1994). La roche est composée de 10 à 50 % de phénocristaux ovoïdes blanchâtres de plagioclase (0,5 à 3 cm) contenus dans une mésostase schisteuse. Cette unité est caractérisée par l’abondance de pyrrhotite (2 à 25 %), laquelle est accompagnée par des traces de pyrite, de chalcopyrite et de limonite. La présence de ces sulfures est responsable de la coïncidence entre cette unité et une forte anomalie linéaire de type INPUT sur la carte aéromagnétique (Questor Surveys Ltd, 1976).

Groupe de Belleterre 3 (nAbe3) : Tuf felsique et rhyolite; localement formation de fer à oxydes interstratifiée

Les laves felsiques, de composition rhyolitique à rhyodacitique (Tourigny et Goutier, 1994), moins abondantes que les laves mafiques (nAbe1), sont blanc gris et contiennent des petits phénocristaux de quartz dont la taille peut atteindre 1 cm (Rive, 1974). Elles sont généralement associées à des roches pyroclastiques (tuf) qui possèdent une composition minéralogique semblable, mais que l’on peut distinguer sur le terrain grâce à leur stratification. Les niveaux agglomératiques sont plus rares. Du tuf felsique à lapillis a été cartographié dans la région du lac Ranger (quart SE du feuillet 31M07-200-0202; Tourigny et Goutier, 1994; Goutier, 1999c).

Le tuf cherteux et la formation de fer à oxydes forment de bons niveaux repères dans le Groupe de Belleterre (Tourigny, 1993). Ces niveaux varient de 1 à 10 m en épaisseur et font >4,5 km en extension latérale. En affleurement, cette roche se caractérise par une surface de stratification définie par l’alternance de lits cherteux blanchâtres, de lits cendreux vert pâle et de lits mélanocrates de magnétite-pyrite. Les lits cherteux se composent de >95 % de quartz microcristallin recristallisé avec une faible proportion de muscovite, de chlorite, d’épidote et de minéraux opaques. Les niveaux cendreux comprennent 60 % de cendres constituées de cristaux de plagioclase subanguleux et de quartz polycristallin baignant dans une mésostase de chlorite-épidote-carbonates. Les niveaux mélanocrates comprennent un assemblage de pyrite, magnétite, chalcopyrite, pyrrhotite, covellite supergène, limonite, quartz, épidote, carbonates et amphibole verte.