La « série plutonique du lac Béthoulat » (Bethoulat Lake Plutonic Series) est introduite de façon informelle par Neale (1965) en référence au lac éponyme (feuillet 32P08; voir le tableau ci-dessous). Elle est alors divisée en faciès anorthositiques et en faciès felsiques – intermédiaires (membres siliceux dans le texte original). Cette unité est prolongée vers le nord (feuillet 32P09) par Bérard (1965). Chown (1971) identifie deux massifs anorthositiques : le premier, à l’ouest, correspond au Complexe de Béthoulat, alors que le second massif est situé une soixantaine de km plus à l’est, dans la région du lac Pambrun (feuillet 22M10). Ces deux massifs sont divisés en une unité d’anorthosite et une unité comprenant des faciès de bordure. Les deux massifs anorthositiques sont combinés par Genest (1989) pour former le Complexe de Pambrun. Dans les travaux de compilation du Ministère des feuillets 32P08 et 32P09, cette nomenclature est conservée et les roches du massif anorthositique du lac Béthoulat sont assignées à une unité non subdivisée d’anorthosite, de diorite, de gabbro et de granitoïde à hypersthène au sein du Complexe de Pambrun (Morin, 1998a-b). Cependant, lors des travaux de compilation du feuillet 22M réalisés par Grant (2002), les roches anorthositiques localisées dans le coin SW du feuillet 22M12 sont plutôt assignées à une unité qu’il nomme Complexe de Béthoulat en référence au nom informel proposé par Neale (1965). À l’instar des travaux précédents, Grant (2002) divise ces roches en deux unités informelles (voir le tableau ci-dessous).

Dans le cadre de la rédaction de cette fiche stratigraphique, les deux massifs anorthositiques (celui du lac Béthoulat et celui du lac Pambrun) sont individualisés en deux unités stratigraphiques distinctes, les complexes de Béthoulat et de Pambrun respectivement. En effet, il ne semble pas justifié de les maintenir au sein d’une même unité géologique parce qu’elles sont notamment situées une soixantaine de kilomètres l’une de l’autre et que les roches anorthositiques du lac Béthoulat sont situées dans le Parautochtone alors que celles du lac Pambrun sont situées dans l’Allochtone. Par conséquent, les roches anorthositiques de la région du lac Béthoulat (feuillets 22M12-SE, 32P08 et 32P09) sont retirées du Complexe de Pambrun et assignées au Complexe de Béthoulat.

Le Complexe de Béthoulat comprend une unité contenant des faciès « anorthositiques » (Abeh1 : anorthosite, diorite et gabbro) et une unité contenant des faciès felsiques à intermédiaires (Abeh2 : roches granitiques, monzonitiques et syénitiques; décrits comme les membres siliceux dans le texte original) (Bérard, 1965; Neale, 1965). Le passage d’une unité à l’autre est graduel. Des dykes foncés de granite, de syénite et de monzonite coupent toutes les roches; ils constituent probablement des apophyses satellites des faciès felsiques à intermédiaires. Le Complexe de Béthoulat correspond à une importante anomalie magnétique (Genest, 1989). 

Complexe de Béthoulat 1 (Abeh1) : Anorthosite, diorite et gabbro

L’unité Abeh1 correspond aux faciès mafiques du complexe (Bérard, 1965; Neale, 1965). En se basant sur le pourcentage de minéraux ferromagnésiens et sur la composition du plagioclase, ces faciès comprennent de l’anorthosite (sensu stricto) massive, de la leucodiorite, du leucogabbro et de la leuconorite (décrits comme de la diorite, du gabbro et de la norite anorthositiques dans le texte original) ainsi que de la diorite, du gabbro et de la norite. La répartition de ces types de roches suggère une évolution graduelle d’ouest en est, de la leuconorite et du leucogabbro, à la leucodiorite, à de l’anorthosite antiperthitique à andésite, puis à de l’anorthosite et de la diorite. Parallèlement à cette évolution des faciès, le plagioclase antiperthitique passe à un microcline perthitique et la teneur en anorthite du plagioclase diminue de An₅₅ à An₃₃. De plus, la roche localisée à l’ouest est fortement granulée, alors qu’elle ne l’est pas au centre du complexe (Bérard, 1965).

L’apparence de ces roches anorthositiques varie beaucoup (Bérard, 1965; Neale, 1965). Leur couleur dépend principalement de celle du plagioclase, variant de blanche à bleu noirâtre et noir verdâtre. La granulométrie moyenne varie de 6 à 12 mm, mais il existe de nombreuses variétés à grain grossier à très grossier montrant communément des cristaux en forme de lattes de 5 cm sur 15 cm. Les roches anorthositiques sont tantôt massives, tantôt granulées ou gneissiques (Bérard, 1965). Le faciès massif possède une texture ophitique dans les roches contenant une plus grande proportion de minéraux ferromagnésiens. On remarque partout des macles et des plans de clivage incurvés (Neale, 1965). La texture en mortier est typique, même dans les roches à grain grossier en apparence massives, et elle passe graduellement à des textures plus intensément granulées dans les zones d’écrasement et de cisaillement. La roche granulée peut contenir 5 à 20 % de zoïsite verte automorphe et les cristaux sont allongés dans le plan de la déformation (Bérard, 1965). Le faciès mafique gneissique est généralement œillé; la roche ressemble aux gneiss granitique et syénitique œillés qui bordent le côté SE du complexe (Abeh2). La transition entre les gneiss anorthositique et dioritique œillés et le gneiss granitique œillé est graduelle. Seule la couleur du feldspath change de gris bleuté à rose à mesure que le contenu en microcline s’accroit. La longueur des porphyroblastes contenus dans le gneiss anorthositique varie de 3 mm à 5 cm. Les porphyroblastes sont disloqués et tordus en lame mince. Les roches du massif anorthositique sont coupées par de nombreux dykes satellites dont la composition passe de l’anorthosite au granite (voir Abeh2).

En lame mince, le plagioclase est le minéral le plus abondant et sa composition est très variable; il passe de la bytownite à l’andésine, cette dernière étant par endroits antiperthitique. Le plagioclase (An_50-80) du leucogabbro et de la leuconorite ne contient pas de globules antiperthitiques. Par contre, le plagioclase (andésine) des faciès dioritiques est antiperthitique, et il existe un passage quasi graduel du plagioclase au microcline en passant par tous les intermédiaires perthitiques à antiperthitiques. Du NW au SE, le feldspath calcique cède graduellement la place au plagioclase antiperthitique, puis au microcline perthitique, et enfin au microcline (≤50 %) (Bérard, 1965). Cette transition s’accompagne d’une hausse dans la proportion de quartz et la roche passe par tous les stades entre l’anorthosite, le gabbro, la diorite, la syénite et le granite (Abeh2). Les macles de l’albite, de Karlsbad et du péricline sont bien développées dans les grains qui contiennent <5 % de feldspath potassique (Or <5 %) (Bérard, 1965; Neale, 1965). Une zonation normale est commune dans les feldspaths des faciès à andésine, avec une variation maximale de 8 % du contenu en anorthite entre le centre calcique, légèrement séricitisé, et la bordure plus sodique. En général, le feldspath potassique d’exsolution constitue 10 à 20 % des grains de feldspath et les macles sont peu visibles ou absentes.

La proportion des minéraux ferromagnésiens varie de <10 % dans l’anorthosite à ≤35 % dans la leucodiorite, le leucogabbro et la leuconorite (Bérard, 1965; Neale, 1965). À mesure que l’anorthosite passe à une leucodiorite ou à un leucogabbro, on peut facilement observer deux pyroxènes sur la surface altérée des affleurements, particulièrement dans les faciès pegmatoïdes : l’un est brun rougeâtre, l’autre vert foncé (Bérard, 1965). Les minéraux ferromagnésiens primaires sont le clinopyroxène (augite, augite aegyrinique et diopside ferrifère), l’hypersthène et les oxydes de fer (titanomagnétite, hémo-ilménite ) et une proportion mineure de hornblende sous la forme de bordures de réaction (?) autour des pyroxènes (Bérard, 1965; Neale, 1965). Le clinopyroxène est plus abondant que l’orthopyroxène. Les cristaux xénomorphes de pyroxène se moulent autour des cristaux de plagioclase idiomorphes formés antérieurement. L’hypersthène est par endroits entièrement englobé par l’augite; en d’autres endroits, le minéral ferromagnésien de la roche est l’un ou l’autre des deux pyroxènes (Bérard, 1965). En lame mince, les pyroxènes sont vert pâle à vert émeraude et l’hypersthène est faiblement pléochroïque avec une teinte rosée. Les oxydes de fer sont interstitiels au pyroxène et au plagioclase et forment de petites veinules qui pénètrent dans ces deux minéraux (Bérard, 1965; Neale, 1965). L’apatite peut également être primaire; elle s’infiltre dans le plagioclase le long des fractures et se rencontre sous la forme d’inclusions dans les oxydes (Neale, 1965).

Les minéraux secondaires les plus abondants sont la biotite et des variétés de hornblende commune et hastingsitique (Bérard, 1965; Neale, 1965). La hornblende s’est formée par l’ouralitisation du clinopyroxène et elle se présente également comme remplissage de fractures. Certaines roches sont constituées de >35 % d’actinote et de traces de hornblende (Bérard, 1965). En lame mince, l’actinote-hornblende secondaire entoure les cristaux de pyroxène et peut les remplacer en quasi-totalité, laissant localement des plages isolées de pyroxène au milieu de l’amphibole. La biotite est présente le long des fractures dans le plagioclase et sous la forme de bordures criblées d’inclusions de zircon, lesquelles sont entourées de halos pléochroïques autour du pyroxène ouralitisé (Bérard, 1965; Neale, 1965). Dans des faciès pegmatoïdes de la diorite, on rencontre des feuillets épars de biotite brune ou verte, et localement les deux types de biotite coexistent dans la même roche (Bérard, 1965). Les minéraux accessoires comprennent le quartz, la scapolite, la muscovite (séricite), la chlorite, la calcite, l’épidote, la zoïsite, le sphène, le grenat, le zircon et des traces de tourmaline et de fluorine (Bérard, 1965; Neale, 1965). Tous les minéraux d’altération se rattachent à des fractures et à des zones de granulation (Neale, 1965). Ils constituent <4 % de la roche moyenne, mais la scapolite, la muscovite et la zoïsite constituent près de 50 % de l’anorthosite très altérée qui est observée localement. La zoïsite, nettement automorphe, est bleue sur son pourtour et jaune au centre en lumière polarisée croisée. Ces variations dans la couleur d’interférence sont probablement dues à des changements de composition entre le centre et la bordure des cristaux, dont quelques-uns sont maclés (Bérard, 1965).