Les roches du Batholite de Bourlamaque sont d’abord incluses dans une unité de granite, de gneiss, de syénite et de diorite dans la région de Val-d’Or (coin SE du feuillet SNRC 32C04) (Wilson, 1918). Dans la même région, elles sont ensuite cartographiées principalement comme du granite et de la granodiorite sur la rive sud du lac Blouin et le long de la rivière Bourlamaque (Wilson et al., 1925). James et Mawdsley (1928) réalisent les premiers travaux de cartographie régionale et dressent la première carte du batholite, y incluant une description très sommaire de sa composition minéralogique. Hawley (1931) précise ensuite les limites de l’intrusion, signale son homogénéité pétrographique et la classe comme une granodiorite sodique.

Le nom informel de « granodiorite de Bourlamaque » est introduit par Cooke et al. (1931a-b, 1933) pour désigner l’intrusion alors décrite comme étant constituée de granite et de granodiorite. Le nom fait référence à la rivière Bourlamaque, qui s’écoule dans le canton éponyme, dans la région de Val-d’Or (coin SE du feuillet 32C04). Bell et Bell (1932) précisent la limite orientale de l’intrusion dans les cantons de Louvicourt et Pascalis (partie est du feuillet 32C04). Dans le secteur des mines Sullivan et Stabell, à l’extrémité SW de l’intrusion, Bell (1936a-b) cartographie de la granodiorite et utilise le nom informel de batholite de Bourlamaque. La Commission géologique du Canada (CGC, 1936) cartographie le Batholite de Bourlamaque comme une intrusion de granite, syénite et granodiorite. Gussow (1938) étudie la pétrogenèse de la masse intrusive de Bourlamaque et classifie l’intrusion comme une tonalite à albite en raison de la faible teneur locale en potassium. Le batholite est ensuite cartographié par Norman (1943, 1946a-b) dans le canton de Bourlamaque (partie sud du feuillet 32C04). Norman (1943) avance l’hypothèse que le batholite se compose d’intrusions multiples, bien que similaires, et que sa mise en place serait un phénomène précoce par rapport au développement structural de la région. Les roches du Batholite de Bourlamaque sont ensuite cartographiées plus en détail dans différents secteurs (Auger, 1940, 1947; MacLaren, 1950; McDougall, 1951, 1952; Ingham, 1952a-c; Latulippe, 1960, 1962; Sharpe, 1964, 1968; voir tableau ci-dessous). Goodwin et Ridler (1970) décrivent le Batholite de Bourlamaque comme étant composé de diorite quartzifère dans sa partie centrale et de granite à albite à la périphérie. Le Batholite de Bourlamaque fait l’objet d’une étude pétrologique et géochimique montrant l’affinité de ce batholite avec les roches volcaniques environnantes (Campiglio, 1974, 1977). Le nom de Batholite de Bourlamaque est officialisé dans les travaux de compilation du Ministère (Pilote et al., 2000; Grant, 2005a-b; Grant et al., 2005; Pilote, 2015a-b; Pilote et Lacoste, 2017a-b; Pilote et al., 2017a-b).

Le Batholite de Bourlamaque représente une masse intrusive composée de diorite et de diorite quartzifère, plutôt monotone, sans différenciation particulière (Campiglio, 1977). L’effet de la déformation s’exprime par une foliation E-W accentuée surtout le long des bordures nord et sud du batholite, où elle est concordante avec la structure des roches volcaniques encaissantes. La foliation locale est considérée comme secondaire, puisqu’elle est due essentiellement à la chlorite. Le batholite est généralement constitué de roche intermédiaire à localement felsique (diorite quartzifère, diorite, tonalite); les proportions relatives de minéraux leucocrates et mélanocrates sont variables et indiquent rarement une composition franchement granitique ou franchement dioritique.

La roche est rosâtre en cassure fraiche, vert pâle grisâtre à grise en patine d’altération, de granulométrie moyenne à grossière, typiquement grenue, massive à foliée, phanéritique et homogène (Campiglio, 1977; Pilote et al., 2000). La roche fraiche se compose de plagioclase, de quartz, d’amphibole (hornblende) et de biotite (rarement présente). Dans les zones les plus intensément foliées, la roche est légèrement altérée en chlorite-carbonates. Le plagioclase constitue le minéral le plus abondant et se présente en cristaux individuels altérés, localement idiomorphes, blanc mat à localement verdâtre ou jaunâtre (Campiglio, 1977). Le quartz possède une teinte légèrement bleutée, mais est essentiellement incolore dans les faciès moins altérés et contenant plus de minéraux ferromagnésiens. Ces deux types de quartz peuvent coexister. Le quartz blanc, à contours communément anguleux, remplit les interstices entre les grains de plagioclase, tandis que le quartz bleuté, en cristaux ou agrégats arrondis, généralement plus grossiers que le quartz blanc, se loge de préférence dans les amas de chlorite. La chlorite forme des plages irrégulières vert pâle et sa structure feuilletée typique est difficilement reconnaissable. L’amphibole est associée à la chlorite et se distingue facilement par sa couleur vert foncé, sa forme prismatique et sa cassure lustrée le long des clivages. Bien que la minéralogie soit dans l’ensemble relativement uniforme, il n’en est pas de même pour les rapports entre les minéraux présents. Ainsi, parmi les minéraux leucocrates, la proportion de plagioclase est relativement constante (~50 %), tandis que celle du quartz (10 à 15 %, localement >20 %) est plus variable. La proportion de quartz est fortement affectée par le métamorphisme, car la chloritisation et la saussuritisation libèrent de la silice. 

En lame mince, la roche présente habituellement une minéralogie secondaire, essentiellement d’origine métamorphique (Campiglio, 1977). L’altération est omniprésente et affecte la roche en quasi-totalité. Un échantillon de roche moins altérée montre une texture grenue hypidiomorphe, où le plagioclase est automorphe à subautomorphe, l’amphibole subautomorphe et le quartz interstitiel. Les minéraux habituellement présents sont le plagioclase, l’amphibole, le quartz, la magnétite titanifère, l’apatite et, en proportion variable, la chlorite et l’épidote. Les minéraux accessoires sont le pyroxène, la calcite, le mica blanc, le zircon, le leucoxène, le sphène et des sulfures (chalcopyrite et pyrite). Le plagioclase (An₄₉), habituellement maclé et non zoné, est recouvert de clinozoisite, localement concentrée au centre des grains. De minces couches d’albite se moulent occasionnellement çà et là sur les cristaux. L’amphibole (hornblende commune), normalement associée à la chlorite, présente un fort pléochroïsme allant du vert au jaune. Le quartz est peu abondant. Le pyroxène (augite) est rare. Les minéraux opaques comprennent des oxydes et des sulfures. Parmi les oxydes, la magnétite titanifère est couramment entourée de leucoxène. Parmi les sulfures, la pyrite se concentre dans les zones de minéralisation hydrothermale, tandis que la chalcopyrite est disséminée un peu partout dans le batholite. La calcite en veinule est généralement rare. La chlorite peut être en remplacement de l’amphibole (pseudomorphe), mais elle se présente habituellement sous la forme d’agrégats. La pistachite, la calcite, le sphène et le leucoxène sont associés à la chlorite. L’apatite est observée en petits prismes couramment noyés dans les minéraux secondaires. Le zircon, en cristaux idiomorphes, peut atteindre 1 mm de diamètre et est associé préférentiellement aux amas de chlorite. L’analyse pétrographique indique que les roches du batholite possèdent une minéralogie secondaire typique du faciès des schistes verts.

Les travaux effectués par Campiglio (1977) montrent que le Batholite de Bourlamaque ne représente pas une masse intrusive uniforme, mais qu’il est plutôt le résultat d’au moins deux phases intrusives, comagmatiques et différenciées (Pilote et al., 2000). Les roches du batholite sont d’affinité calco-alcalines (Campiglio, 1977).

Le Batholite de Bourlamaque contient des dykes tardimagmatiques à postmagmatiques mélanocrates et leucocrates (Campiglio, 1977). Les dykes mélanocrates sont verticaux à subverticaux, rectilignes, d’orientation N-S et d’une épaisseur presque constante. Ils ne montrent aucune érosion différentielle par rapport aux roches encaissantes et sont peu ou non fracturés. Ces dykes sont vert foncé en surface altérée, vert grisâtre en cassure fraiche, massifs et porphyriques à phénocristaux de plagioclase (0,5 à 4 mm; 10 à 15 %). Les dykes leucocrates sont d’épaisseur très variable et apparaissent localement en amas formant des crêtes topographiques. Ils sont fracturés et affleurent localement sous la forme de blocs dégagés. Ces dykes sont blanc jaunâtre en surface d’altération, gris pâle et tachetés vert foncé en cassure fraiche, massifs et porphyriques à plagioclase (2 à 3 mm; 30 %). Bien que ces dykes soient généralement stériles, la zone minéralisée de Savard est associée à l’un d’eux.

Le Batholite de Bourlamaque possède un potentiel pour les minéralisations aurifères filoniennes (Latulippe, 1976; Campiglio, 1977; Imreh, 1984; Desrochers et al., 1996; Pilote et al., 2000). Le batholite comprend des minéralisations hydrothermales (quartz-tourmaline-pyrite-or) sous la forme de veines, de lentilles, de disséminations aurifères et en remplissage de brèches d’origine tectonique. Ces minéralisations semblent se concentrer surtout dans sa partie SE (Campiglio, 1977; Grant, 2005b; Pilote et al., 2017a). Des minéralisations cuprifères sont également présentes, le cuivre ayant été localement redistribué au cours du métamorphisme.