Les Dykes de Harp ont été introduits par Meyers et Emslie (1977) au Labrador afin de regrouper un essaim de dykes de gabbro ophitique de direction NE-SW à ENE-WSW. Ils ont par la suite été subdivisés par Cadman et al. (1993) à partir de la géochimie. Ces dykes transcendent la frontière entre le Québec et le Labrador et ont été décrits par Hammouche et al. (2011, 2012) dans les régions du lac Bonaventure et du lac Zeni. Ils ont aussi été observés au nord dans la région du lac Résolution lors de vérifications effectuées dans le cadre de la synthèse du sud-est de la Province de Churchill (SEPC; Lafrance et al., 2018).

Les Dykes de Harp ont été subdivisés en trois groupes par Cadman et al. (1993) à partir de diagrammes multi-éléments. Ces subdivisions ont été nommées selon trois localités types : Harp UT (Umiatoriak island), Harp PT (Pitsiutatsitikulluk Island) et Harp CO (Comma Island). Les dykes Harp UT et PT sont tous deux caractérisés par une anomalie positive en baryum mais les dykes PT ont en plus une anomalie négative en phosphore. Les dykes Harp CO sont aussi caractérisés par une anomalie négative en phosphore et montre une orientation légèrement différente des autres dykes, allant de NE-SW à N-S. A priori, les dykes échantillonnés au Québec semblent correspondre aux dykes de type Harp UT.

Les dykes affleurent peu et n’ont été observés que sur quelques affleurements isolés au Québec. Ils sont toutefois facilement identifiables sur les cartes aéromagnétiques où ils forment des anomalies linéaires positives. Les dykes se composent de gabbro à olivine, massif, de couleur gris noirâtre en cassure fraîche avec une patine d’altération jaune brunâtre. Le gabbro peut être de granulométrie moyenne au centre des dykes, ou très fine à aphanitique en bordure et dans les dykes moins larges. Du verre dévitrifié a été observé dans un petit dyke au Labrador (Meyers et Emslie, 1977). Les roches des deux faciès possèdent une structure ophitique hypidiomorphe et sont majoritairement composées de plagioclase, de clinopyroxène et d’olivine. En plus de ces minéraux, la matrice comprend de faibles quantités de feldspath potassique, de quartz, de biotite et d’apatite. Le plagioclase forment des lattes automorphes à subautomorphes et des grains interstitiels dans la matrice. Les lattes sont zonées et contiennent des inclusions d’olivine serpentinisée et de fins cristaux de clinopyroxène et de minéraux opaques. Le plagioclase est variablement saussuritisé. Les minéraux accessoires sont la chlorite, l’épidote et la zoisite ainsi que la serpentine et l’iddingsite, dans les fractures des grains d’olivine ou en remplacement complet localement. La serpentinisation s’accompagne de nombreux minéraux opaques très fins, possiblement de la magnétite, situés à l’intérieur et en périphérie de l’olivine.

Le faciès à grain fin renferme des phénocristaux disséminés de plagioclase et d’olivine. Plusieurs échantillons contiennent des amygdules submillimétriques remplies par du quartz, de la calcite et de l’épidote ou par de la chlorite et de la zéolite (Meyers et Emslie, 1977). Dans le faciès moyennement grenu, le clinopyroxène forme des masses pœcilitiques interstitielles, à inclusions d’olivine et à extinction polygonale.