Charbonneau et al. (1991) ont reconnu cette unité lithostratigraphique, qui s’étend sur ~15 km et dont la largeur est de 2 km, lors de leurs travaux de synthèse de la région de Chapais-Bransat. Ces auteurs lui donnent le rang de formation. Morin (1994) a proposé de ramener la Formation de Chrissie au niveau de membre, puisque des gabbros porphyriques et des séquences de roches volcanoclastiques felsiques sont également reconnus dans la Formation d’Obatogamau sus-jacente. Leclerc et al. (2011) ont toutefois maintenu le rang de formation à cette unité, considérant que les roches volcanoclastiques et les niveaux d’exhalite au sommet de la Formation de Chrissie peuvent être interprétés comme la fin d’un cycle volcanique antérieur à la mise en place des formations d’Obatogamau et de Waconichi. De plus, les andésites de la Formation de Chrissie (2791,4 +3,7/-2,8 Ma; David et al., 2011) sont plus vieilles d’approximativement 60 Ma que les roches des différentes unités constituant la Formation de Waconichi. Tout comme les roches de la Formation des Vents (2798,7 ±0,7 Ma; Davis et al., 2014), celles du Chrissie font partie d’un noyau ancien distinct du Groupe de Roy, ce qui justifie le rang de formation.

Le nom de Chrissie provient du lac éponyme localisé dans le coin SE du feuillet 32G14.

Le membre inférieur de la Formation de Chrissie est composé de basalte d’affinité tholéiitique à structure massive, coussinée ou bréchique, qui est coupé par une proportion importante de filons-couches de gabbro à phénocristaux de plagioclase montrant une structure gloméroporphyrique (Charbonneau, 1981; Charbonneau et al., 1991; Leclerc et al., 2011). Les observations réalisées dans les coulées de basalte à l’est du lac Cavan et au sud de Chapais démontrent une polarité stratigraphique vers le nord. Dans le secteur situé entre les lacs Dolodau et Chrissie, les coussins observés en affleurement sont trop déformés pour qu’une polarité puisse être déterminée. Le basalte est gris à vert foncé, à grain fin et contient quelques phénocristaux de plagioclase. La roche est communément coupée par un réseau de veinules millimétriques de quartz-carbonate, tandis que l’altération en séricite et épidote est limitée aux fractures et aux zones bréchifiées (Larouche, 2007). Le gabbro est constitué d’un assemblage d’actinote, de chlorite, d’albite, de carbonate et de magnétite. À l’ouest du lac Dolodau (feuillet 32G14-200-0102), les filons-couches ont la composition d’une pyroxénite. Les pyroxènes sont pseudomorphisés par un assemblage de chlorite, d’actinote, d’épidote et de carbonate.

Le membre supérieur de la Formation de Chrissie, d’une épaisseur de ~1050 m, se caractérise par l’apparition dans la séquence basaltique de plusieurs intercalations lenticulaires de roches volcanoclastiques et d’andésite silicifiée d’affinité calco-alcaline. Ces intercalations deviennent prépondérantes dans la partie supérieure de l’unité. Les roches volcanoclastiques localement litées et granoclassées comprennent du tuf à lapillis grossier à fin dont la composition varie du basalte andésitique à l’andésite. Les lapillis beige pâle à blancs baignent dans une matrice chloriteuse verte à gris foncé. Les niveaux de tuf contiennent une minéralisation disséminée de pyrite et de pyrrhotite associées à des traces de sphalérite et de chalcopyrite. Des lentilles stratiformes de sulfures disséminés à massifs et du mudstone graphiteux sont intercalés dans les roches volcanoclastiques au nord du lac Chrissie, dans la région de la localité type définie par Charbonneau et al. (1991) ainsi qu’au sud de la ville de Chapais (Larouche, 2007; Leclerc et al., 2011). L’ensemble de l’unité est également injectée de nombreux filons-couches de gabbro à phénocristaux de plagioclase définissant une structure gloméroporphyrique.

À la localité type, l’affleurement 2012-FL-9426 expose plusieurs niveaux de roches volcanoclastiques de composition andésitique interstratifiés dans une séquence de basaltes andésitiques massifs, coussinés et bréchiques. Le tout est coupé par des intrusions de gabbro aphyrique et des gabbros à microstructure gloméroporphyrique. Dans le même secteur, les décapages de la zone aurifère Simard (Dolodau), le long de l’ancien chemin Kruger (chemin forestier L-213), permettent d’observer des tufs à lapillis de la Formation de Chrissie coupés par la granodiorite et la syénite du Stock de Dolodau (affleurement 2012-YD-2612).