Le nom de Formation de Chioak a été proposé par Bérard (1965) pour une succession de conglomérat, de grès et de roche sédimentaire pélitique en bordure ouest de la Fosse du Labrador, au SW du lac aux Feuilles (feuillets 24L01, 24L08, 24L09). Le lac Siugak, anciennement connu sous le nom de lac Chioak (feuillet 24L08), se situe à l’intérieur d’une grande aire affleurante de la Formation de Chioak. Plus au sud, la formation a été cartographiée par Clark (1977, 1979) entre les lacs Imbault et Forbes (feuillets 24E08, 24E09, 24E16, 24F04 et 24F05). Le nom de Chioak vient de l’inuktitut et signifie « grès grenu ». La Formation de Tamarack River, située au sud de Schefferville, au Labrador (Ware et Wardle, 1979; Ware, 1980), est en position homotaxe par rapport à la Formation de Chioak (Clark et Wares, 2004). La Formation de Chioak se trouve dans la Zone lithotectonique de Bérard (Clark et Wares, 2004).

D’après Bérard (1965), la Formation de Chioak est constituée de grès, de conglomérat et de roche sédimentaire pélitique. Le grès est la roche la plus commune. Cet auteur a noté une grande variation des lithofaciès, tant latéralement que verticalement. Les variations latérales sont de nature granulométrique, tandis que les changements verticaux sont compositionnels. D’après Bérard (1965), les fortes variations observées rendent impossible l’établissement de niveaux repères. De plus, les travaux de Clark (1977, 1979) ont confirmé que la stratigraphie de la Formation de Chioak varie régionalement. La classification des roches peut être raffinée sur la base de la minéralogie des grains détritiques et de la nature des ciments. Les descriptions des lithofaciès de la Formation de Chioak qui suivent proviennent surtout de Bérard (1965), avec des informations additionnelles de Clark (1977, 1979, et données non publiées). Il est à noter que la Formation de Chioak n’a pas été subdivisée dans la région cartographiée par Bérard (1965), si bien qu’au nord de la latitude 58° N, la Formation de Chioak est désignée par le symbole cartographique pPck.

Le grès est composé de grains détritiques qui reflètent la nature de la roche mère, que ce soit le granite, le gneiss archéen ou bien les roches sédimentaires plus anciennes de la Fosse. La couleur du grès dépend du ciment, lequel peut être de composition variée : pélitique, ferrodolomitique, ferrugineuse ou siliceuse. Les minéraux composant le ciment comprennent l’hématite, la goethite, la ferrodolomite, la calcite, la silice (chert) et la chlorite. La matière intergranulaire peut aussi être composée de fines particules de roche ou de matériel granitique. L’arkose rose est constituée de feldspath potassique et de quartz cimentés par de la séricite, de la calcite et de la chlorite; des stratifications entrecroisées sont communes. Cette roche provient de l’érosion du granite rose formant le socle. Le grès noir, qui est interstratifié avec du conglomérat et du shale noir, forme des lits de 0,3 à 1 m d’épaisseur. Le grès noir est surtout composé de quartz, de feldspath potassique, de plagioclase, d’hématite, de chert et de minéraux argileux; sa composition correspond à celle d’une « subgrauwacke ». La teinte noire vient de la nature des oxydes de fer (p. ex. magnétite) et, localement, de la présence de graphite. Le grès noir a été formée par la désintégration de roches dioritiques archéennes. Le conglomérat interstratifié contient des cailloux de chert noir. Le grès gris clair forme des lits massifs dont l’épaisseur varie de 0,3 à 2 m. Cette roche est surtout composée de feldspath potassique, de quartz et de plagioclase et prend probablement sa source dans l’érosion des granodiorites archéennes. Le grès à « ciment » pélitique est formé de grains détritiques baignant dans une matrice argileuse; cette roche correspond essentiellement à un dépôt de turbidite. Le grès à ciment ferrodolomitique montre une patine d’altération brun clair à foncé. Cette roche forme des couches de 1 m d’épaisseur interstratifiées avec les grès noirs et gris. Selon la proportion de ciment carbonaté observée, le grès est transitoire à une ferrodolomie gréseuse. Le grès à ciment ferrugineux est interstratifié avec du grès rose et du conglomérat arkosique. Sa couleur rouge brique est due à la présence de goethite, d’hématite et de jaspe. Des stratifications entrecroisées sont communes. Le grès à ciment siliceux, un lithofaciès rare et discontinu, est caractérisé par un ciment de chert et de quartz secondaire. Ce lithofaciès comprend du grès quartzitique communément associé au grès noir.

Le conglomérat arkosique contient des fragments de granite atteignant un diamètre de 1 m. La matrice des fragments est arkosique et le ciment est majoritairement composé de calcite et de minéraux argileux. Ce conglomérat est interstratifié avec des couches de grès arkosique. Par endroits, le conglomérat est un conglomérat de base formé par la désintégration in situ du socle granitique sous-jacent. Le conglomérat polygénique, qui atteint une épaisseur de 46 m dans le secteur cartographié par Bérard (1965), contient des fragments issus de plusieurs unités plus anciennes : granite, gneiss, dolomie, siltstone, shale, quartzite, jaspe, formation de fer et grès conglomératique. Les fragments sont bien arrondis et logés dans un grès arkosique rouge; le ciment consiste en quartz, ferrodolomite et hématite. D’après Bérard (1965), une déformation plicative avait affecté les roches sources des fragments sédimentaires avant l’érosion. Le conglomérat cherteux est le conglomérat le plus commun et affleure presque partout le long du contact avec le socle archéen (Bérard, 1965). Les cailloux, galets et blocs ont généralement une composition de chert gris ou noir; ceux-ci baignent dans une matrice arkosique. Des fragments de quartz, de quartzite, de granite, de gneiss, de shale et de jaspe sont également présents. Le ciment est variablement composé de silice, de chert, de ferrodolomite, de minéraux argileux ou de chlorite.

Les roches sédimentaires pélitiques (mudstone, shale et siltstone) sont rouges, vertes, noires ou grises. Elles forment des lits realtivement épais distribués un peu partout dans la formation. Elles représentent les faciès microgrenus du grès et du conglomérat, et leur abondance par rapport au grès augmente vers l’est. Dans les roches sédimentaires pélitiques, jusqu’à 50 % de la roche consiste en grains détritiques de forme anguleuse, lesquels sont composés de quartz, de feldspath potassique et de chert. La matrice consiste en illite et en chlorite. Certains lits de mudstone et de shale noir sont riches en magnétite, d’autres en graphite et en pyrite. Le mudstone et le shale rouge sont riches en goethite et interstratifiés avec du grès ferrugineux.

Au sud de la latitude 58° N, entre les lacs Imbault et Napier (feuillet 24E16), la Formation de Chioak a été subdivisée en trois membres principaux (Clark, 1979). Cette subdivision a probablement une valeur locale seulement. Le membre inférieur (unité informelle pPck2) repose en discordance sur le socle granitique archéen, le long de la bordure ouest de la Fosse. Il consiste en interstratifications de conglomérat à cailloux, galets et blocs granitiques et d’arkose (1 à 18 m d’épaisseur). Le deuxième membre (unité informelle pPck5), une séquence de lits rouges, comprend de l’arkose impure et de la grauwacke feldspathique ferrugineuse (15 à 23 m d’épaisseur). Par endroits, on observe des interstratifications de siltstone et de mudstone rougeâtres, de conglomérat polygénique (cailloux de chert brunâtre, de quartzite et de granite), de dolomie stromatolitique rougeâtre et de dolomie gréseuse. Le troisième membre (une répétition de l’unité informelle pPck2), qui est le membre supérieur situé structurellement sous la Formation de Denault (connue sous le nom d’Abner à l’époque), est formé d’interstratifications de conglomérat polygénique riche en cailloux de jaspe et de grès vert gris rosâtre (≥153 m d’épaisseur). La stratigraphie interne du troisième membre est très variable; le tableau ci-dessous illustre la composition du membre 3 à un endroit où il est relativement épais. L’épaisseur globale de ces trois membres dans ce secteur est de ≥169 m. 

Près de la rivière Aigneau (feuillet 24F05), la partie inférieure de la Formation de Chioak est composée d’une séquence épaisse (~140 m) de grès à grain fin, de siltstone et de mudstone interstratifiés, gris ou gris verdâtre (pPck3). L’abondance de mudstone et de siltstone par rapport au grès augmente vers le somment. Le grès est massif ou laminé, mais par endroits il exhibe des stratifications entrecroisées. Quant au siltstone, il est laminé et montre localement des rides de courant. Cette séquence contient localement des interstratifications de conglomérat, de grès dolomitique à cailloux et de dolomie (pPck4). Elle est surmontée consécutivement par de l’arkose grisâtre (~20 m; pPck1), de l’arkose rouge à grain fin à moyen contenant localement de petits fragments de jaspe (15 m; pPck5), de la dolomie rouge-brun (2,5 m; pPck4) et, au sommet, de l’arkose à ciment carbonaté, gris verdâtre, à grain fin à moyen et localement conglomératique (>20 m; pPck1).

La Formation de Tamarack River, au Labrador, a été subdivisée en quatre membres (Ware, 1980). Le membre inférieur (25 m d’épaisseur) consiste en dolomie algaire rougeâtre et en siltstone vert. Le deuxième membre (20 m) est composé d’arkose rouge à stratifications entrecroisées et à rides, avec des interstratifications de conglomérat polygénique et de siltstone. Le troisième membre (˃150 m) consiste en siltstone et mudstone verts et rouges. Le membre sommital (200 m) est composé de grès rouge à stratifications entrecroisées et à rides, avec de minces interstratifications de mudstone rouge à fentes de dessiccation.

En se basant sur les plis près de la base de la Formation de Chioak, Bérard (1965) a proposé que de l’activité tectonique ait commencé durant le dépôt de la formation. Pendant cette déformation, des failles synsédimentaires se seraient développées et auraient créé des bassins sédimentaires isolés. Beaucoup de matériaux détritiques, particulièrement ceux provenant des granites archéens, se seraient accumulés en milieux de grande énergie près des failles. D’autres matériaux auraient comme source l’érosion des terrains sédimentaires soulevés. Dans les rivières, le courant aurait donné naissance à des lits pluridécimétriques à stratifications entrecroisées tabulaires/planaires et en fosse ainsi qu’à des rides. Le matériel détritique aurait été déposé sous des conditions variant d’oxydantes à réductrices, produisant des roches rouges, grises ou vertes, communément disposées en alternance. La présence de lits carbonatés et stromatolitiques suggère des incursions périodiques d’eau marine peu profonde et calme.                                                                  

Les roches sédimentaires détritiques de la Formation de Chioak ont été interprétés comme étant de type molasse (Hoffman, 1987, 1988; Clark et Wares, 2004). Ils sont les témoins de l’érosion syntectonique de terrains soulevés pendant l’orogenèse hudsonienne. Le dépôt des roches sédimentaires se serait produit dans un contexte d’avant-fosse (foredeep). 

Les roches sédimentaires de la Formation de Tamarack River ont été déposées sur une paléosurface inclinée faiblement vers l’est (Ware, 1980). Les sédiments seraient dérivés de l’érosion des strates plus anciennes de la Fosse, y compris des basaltes et des roches ferrifères (Ware, 1980). Plusieurs structures sédimentaires suggèrent que le sédiment ait été transporté par des courants et déposé dans une eau peu profonde et chaude. La présence de dolomie algaire suggère des incursions marines. D’après Ware (1980), la discordance à la base de la Formation de Tamarack River est due à un épisode mineur de déformation et de soulèvement qui aurait précédé l’orogenèse hudsonienne.

L’importance économique de la Formation de Chioak réside surtout dans son potentiel uranifère. Les unités lithostratigraphiques informelles pPck, pPck1 et pPck5 contiennent la plupart des minéralisations radioactives connues. Par exemple, la zone Chioak (feuillet 24L01) contient une minéralisation en uranium-thorium-cuivre disséminée dans une arkose grenue, gris verdâtre ou rouge, mal triée et localement conglomératique (Kish et Tremblay-Clark, 1978). La majorité de la minéralisation radioactive est disséminée entre les grains clastiques, mais une partie se trouve dans des microfractures. La pyrite et la chalcopyrite sont des minéraux accessoires communs. Au SW du lac Forbes (feuillets 24F04 et 24F05), des minéraux radioactifs (accompagnés localement de sulfures) sont disséminés dans l’arkose à patine grisâtre (zone d’Uranerz [August]); ils sont également présents  dans des fractures qui coupent l’arkoses. Au lac Imbault (feuillet 24E16), des minéraux radioactifs se trouvent dans un lit mince de dolomie stromatolitique à patine rouge-brun. 

D’après Clark et Wares (2004, p. 63) : « Dans le nord de l’orogène (Zone de Bérard), plusieurs minéralisations d’uranium en milieu sédimentaire ont été découvertes dans la molasse de la Formation de Chioak. La minéralisation uranifère est accompagnée, selon le cas, de thorium, de vanadium ou de sulfures cuprifères. La minéralisation est généralement composée de pechblende disséminée dans la matrice des sédiments gréseux. » Il est à noter que la Formation de Tamarack River a également été reconnue pour son potentiel uranifère (Ware et Wardle, 1979; Ware, 1980). Toujours selon Clark et Wares (2004, p. 64), la minéralisation est « attribuée à la montée de fluides diagénétiques le long de failles normales et à la circulation de ces fluides dans des horizons perméables […]. La mise en place de la minéralisation semble être liée à des changements dans les conditions oxydoréductrices au lieu de dépôt. »