Dans le comté de Témiscamingue, les roches du Membre de Stadacona, non différenciées de leur unité parent, la Formation de Rouyn-Pelletier, sont d’abord incluses dans les « volcanites de l’Abitibi » par Wilson (1918), une vaste unité comprenant de la rhyolite, de l’andésite et d’autres roches associées. Dans la grande région de Rouyn-Noranda, elles sont par la suite incluses dans une unité de basalte, d’andésite, de dacite et de rhyolite variablement altérés et en partie transformés en schiste, avec des proportions mineures de tuf et de petits corps intrusifs (Cooke et al., 1931; James et al., 1933; CGC, 1936). Dans le secteur du lac Pelletier (coin NE du feuillet SQRC 32D03-200-0202), Hawley (1932) identifie deux unités de type keewatinien, une unité de laves, principalement de l’andésite, du basalte, de la rhyolite et une proportion mineure de tuf interstratifié ainsi qu’une unité de tuf et d’agglomérat avec une proportion mineure de laves.

Dans la demie nord du canton de Rouyn et le quart NE du canton de Beauchastel, les roches correspondant au Membre de Stadacona sont cartographiées plus en détail, mais toujours non différenciées, comme du tuf et de l’agglomérat (Dugas et Gilbert, 1953a-b; Dugas, 1965). À plus grande échelle, elles sont cartographiées comme des coulées mafiques à intermédiaires, des coulées felsiques et des roches pyroclastiques non différenciées (Dugas et al., 1956, 1961). Dans la même région de Rouyn-Beauchastel, Wilson (1962a-d) décrit une unité de type keewatinien de tuf rhyolitique et de brèche pyroclastique rhyolitique (agglomérat). Dimroth et al. (1974) cartographient en détail la région de Rouyn-Noranda et définissent la « brèche de Stadacona » qui consiste en des brèches mafiques, localement felsiques, par endroits à lapillis. 

Goodwin (1977, 1979, 1980, 1982) étudie le Groupe de Blake River dans son ensemble, des côtés québécois et ontarien, sans différencier les différentes formations le composant. Les roches correspondant au Membre de Stadacona sont cartographiées comme des roches métavolcaniques felsiques (dacite, rhyolite, proportion mineure de rhyodacite) à l’intérieur des roches métavolcaniques majoritairement mafiques (basalte, komatiite, proportion mineure d’andésite, de roches métavolcaniques alcalines) de la Formation de Rouyn-Pelletier. Dimroth et al. (1982) différencient simplement la « brèche de Stadacona » des unités volcaniques mafiques à felsiques adjacentes. Dans la stratigraphie géochimique des roches du Groupe de Blake River de Gélinas et al. (1984), les roches appartiennent à l’« unité tholéiitique de Pelletier » et à l’« unité tholéiitique à calco-alcaline de Duprat-Montbray ». Dans la région du lac Pelletier (feuillet 32D03-200-0202), les unités volcaniques sont regroupées en trois domaines géologiques et géographiques distincts par Gilbert (1986), dont le domaine central est occupé par une brèche pyroclastique (Membre de Stadacona) interstratifiée avec des coulées de laves andésitiques d’affinité calco-alcaline (Formation de Rouyn-Pelletier).

Le Membre de Stadacona est officiellement introduit dans les cartes de compilation du Ministère et rattaché à la Formation de Rouyn-Pelletier pour différencier l’unité de tuf intermédiaire à lapillis et à blocs et de brèche pyroclastique (Goutier et al., 2003; Beausoleil et Goutier, 2005). Par la suite, l’unité volcanoclastique de Stadacona est décrite en détail dans les travaux de Ross et al. (2007), Ross et al. (2008), Moore et al. (2012) et Moore et al. (2016). Selon Ross et al. (2007), l’utilisation du terme « brèche » est incorrecte puisque les roches ne comprennent pas plus de 75 % de blocs ou de bombes. Goutier et al. (2011) et Sterckx (2018) conservent le terme de Membre de Stadacona pour définir les roches volcanoclastiques reflétant un épisode de volcanisme explosif. Le nom fait référence à l’ancienne mine d’or Stadacona située à l’est du lac Pelletier (feuillet 32D03-200-0202 NE).​

Le Membre de Stadacona et une unité volcanoclastique (« brèche pyroclastique ») constituée de tuf à lapillis et à blocs, de tuf à lapillis et de tuf lité (coulées de cendres) (Dimroth et al., 1974; Gilbert, 1986; Goutier et al., 2003; Beausoleil et Goutier, 2005; Ross et al., 2007; Ross et al., 2008). Il est généralement déformé et grandement affecté par la présence de nombreuses zones de cisaillement (Gilbert, 1986; Ross et al., 2007). Une faible schistosité est communément développée et les fragments sont allongés. Gilbert (1986) a noté le caractère hétérogène du Membre de Stadacona en termes de granulométrie et de composition des fragments, avec des changements de faciès visibles à la fois latéralement et selon une orientation N-S. Plusieurs des caractéristiques primaires de l’unité pourraient avoir été oblitérées par la déformation et le métamorphisme, mais des vestiges de fragments pumacés (« ponce », généralement 64 mm) peuvent encore être identifiés dans la « matrice » (Dimroth et al., 1974; Dimroth et Rocheleau, 1979). De plus, les lits les plus épais présentent du granoclassement inverse près de leur base, passant vers le haut à une division massive à granoclassement normal, et enfin à une division supérieure bien stratifiée. Les lits plus minces sont normalement granoclassés.

Les cristaux et phénocristaux (1 à 6 mm; Dimroth et al., 1974) de plagioclase sont omniprésents dans la fraction de tuf, laquelle est généralement gris très foncé ou gris bleuté en surface fraiche (Ross et al., 2007). Des clastes subangulaires et subarrondis de composition intermédiaire à mafique, porphyriques à phénocristaux de plagioclases, variablement amygdalaires, sont communément présents, mais l’assemblage des clastes est polymicte. Par exemple, des fragments de composition felsique sont facilement visibles au sommet du Membre de Stadacona. La pyrite est habituellement présente en traces. Le carbonate et la chlorite sont présents dans les amygdales et dans la matrice tufacée. L’épidote est présente localement dans les amygdales. Les fragments volcaniques intermédiaires à mafiques de la taille de cendres ou de lapillis contiennent ≤40 % d’amygdales et ≤40 % de phénocristaux de plagioclase, généralement dans une masse trachytique. Des cristaux de quartz libres, dérivés de fragments felsiques, sont présents dans la matrice d’une grande proportion de tuf. Gilbert (1986) a rapporté des cristaux isolés de clinopyroxène (augite).

Ross et al. (2008) ont effectué une coupe stratigraphique dans la partie inférieure du Membre de Stadacona. Les lits volcanoclastiques y sont latéralement continus sur au moins quelques dizaines de mètres (le traçage subséquent des lits est limité par le manque d’affleurement). L’épaisseur apparente des couches varie de quelques centimètres à >12 m (sommet non exposé pour la couche la plus épaisse, à la base de la section principale) et le plus gros fragment mesure 82 cm de diamètre (axe long). Du granoclassement inverse est observé à la base du lit le plus épais, ainsi qu’à la base de quelques lits situés plus hauts dans la stratigraphie. Le granoclassement normal est plus commun et caractérise des lits entiers ou leurs parties supérieures uniquement. Les lits plus fins, généralement plus minces, présentent une stratification planaire, à l’exception d’un lit montrant une stratification entrecroisée.

Le tri semble globalement médiocre (évaluation visuelle), en particulier dans les lits contenant de gros fragments. Les fragments volcaniques de la taille d’un lapilli et d’un(e) bloc/bombe sont tous de composition mafique à intermédiaire et ne présentent pas de caractéristiques de thermoréduction ou de bordures de trempe. Certains ont des formes curviplanaires et d’autres sont presque ronds (c.-à-d. qu’il s’agit de bombes). Leur vésicularité varie de nulle à 30 %, les vésicules étant ≤2  mm. En lame mince, la proportion de plagioclase (sous forme de cristaux libres et de phénocristaux dans les fragments mafiques) peut atteindre 40 % dans certains lits volcanoclastiques, mais est beaucoup plus faible dans d’autres lits. Les minéraux secondaires tels que le carbonate (≤15 % de la roche), la chlorite et l’épidote sont abondants et envahissent la matrice. Aucun fragment felsique ni cristal de quartz n’a été observé. Un grand nombre des lits mal triés, granoclassés et à grain relativement grossier représentent probablement des dépôts de courant de densité subaquatiques, alimentés par des éruptions.

Au sommet de l’unité volcanoclastique, la proportion de fragments felsiques (rhyolite aphanitique <50 cm) augmente de manière significative (Dimroth et al., 1974; Gilbert, 1986; Ross et al., 2007; Ross et al., 2008). En plusieurs endroits, le contact supérieur du Membre de Stadacona se fait avec une mince unité felsique (nArp4, Formation de Rouyn-Pelletier) (Ross et al., 2008). Les analyses géochimiques confirment une signature en éléments traces commune. Les roches des lits supérieurs du Membre de Stadacona, ainsi que l’unité felsique sus-jacente, sont fortement déformées (intensément étirés subverticalement). Les roches sommitales contiennent encore des cristaux de plagioclase libres et des fragments volcaniques porphyriques à phénocristaux de plagioclase indiquant une provenance de composition mafique, mais elles comprennent une plus grande proportion de fragments felsiques. La diversité des fragments mafiques à intermédiaires est évidente, avec des textures de fragments allant d’aphyriques à porphyriques et de denses à vésiculaires. La proportion de cristaux de quartz atteint 1 à 2 % juste en dessous du contact. Ceci indique que le magmatisme felsique devait être contemporain des dernières phases du volcanisme explosif (mafique) de Stadacona pour fournir un contaminant felsique (Ross et al., 2007; Ross et al., 2008).

Des laves coussinées, localement à brèche de coussins (nArp, Formation de Rouyn-Pelletier), sont présentes au-dessus, en dessous et localement à l’intérieur de l’unité volcanoclastique du Membre de Stadacona, confirmant un environnement de dépôt sous-marin (Dimroth et al., 1974; Gilbert, 1986; Ross et al., 2007; Ross et al., 2008). Les éruptions explosives sous-marines de magmas mafiques à intermédiaires, porphyriques à phénocristaux de plagioclase, à l’origine de la majeure partie des matériaux trouvés dans la séquence tufacée litée du Membre de Stadacona étaient donc épisodiques et séparées par des pauses suffisamment longues pour permettre la formation de lentilles de lave mafique entre les couches volcanoclastiques (Ross et al., 2007; Ross et al., 2008). D’un point de vue géochimique, le Membre volcanoclastique de Stadacona se compose essentiellement de basaltes tholéiitiques (d’après les rapports Zr/Y). À l’échelle régionale, il s’inscrit dans la tendance générale tholéiitique des laves mafiques à intermédiaires de la Formation de Rouyn-Pelletier, mais à l’extrémité mafique de cette tendance (c.-à-d. faibles concentrations de Zr et de SiO₂).

Le Membre de Stadacona est l’hôte de quelques zones minéralisées en or ± argent ± zinc ± cuivre de type veine aurifère mésothermale à gangue de quartz et de carbonates, dont l’ancienne mine d’or Stadacona.