Les dykes et des filons-couches de diabase postarchéens ont été reconnus au cours des premières campagnes de cartographie géologique du Bouclier canadien du Québec et de l’Ontario (par ex. Murray et al., 1897). L’unité des Dykes de la Rivière Payne a été introduite par Fahrig et West (1986) à partir de leur carte de compilation et de l’interprétation des levés aéromagnétiques. Ils ont illustré la distribution des essaims de dykes de diabase du Bouclier canadien, ainsi que leur chronologie basée sur des âges isotopiques. Sur cette carte, les dykes NNW de la partie nord du Québec sont attribués à l’Essaim de Payne River. Les Dykes de la Rivière Payne ont été tracés à partir des affleurements et de la carte du gradient vertical du champ magnétique. Ils présentent une signature rectiligne sur des distances kilométriques avec une orientation NNW. Des travaux de reconnaissance réalisés par le ministère des Ressources naturelles du Québec ont permis de cartographier les Dykes de la Rivière Payne dans les feuillets SNRC 24M (Madore et al., 1999), 25D, 25C, 25E et 25F (Madore et Larbi, 2000), 35A et 35H (Madore et al., 2001), 24E (Berclaz et al., 2001), 34P (Cadieux et al., 2002), 35B et 35G (Madore et al., 2002), 34O (Berclaz et al., 2002), 35C et 35F (Maurice et al., 2003) et 34N et 34M (Maurice et al., 2005).

Les Dykes de la Rivière Payne sont voisins des Dykes de Klotz et présentent plusieurs similitudes minéralogiques et pétrographiques avec ceux-ci. Ils ont donc souvent été décrits ensemble, sans distinction (Madore et al., 1999; Madore et Larbi, 2000; Madore et al., 2001; Madore et al., 2002; Maurice et al., 2003; Maurice et al., 2005). Toutefois, dans certains secteurs, des caractères spécifiques ont été reconnus dans les Dykes de la Rivière Payne, permettant ainsi de les distinguer des Dykes de Klotz (Berclaz et al., 2001; Berclaz et al., 2002; Cadieux et al., 2002).

Les Dykes de la Rivière Payne sont constitués de gabbro et présentent une structure subophitique à ophitique et une granulométrie qui varie de moyenne à grossière. Ces dykes présentent localement une plus grande variété de faciès pétrographiques. Ils montrent une granulométrie fine à aphanitique et une structure ophitique à trachyoïdale rattachée à un fluage magmatique (Berclaz et al., 2001; Berclaz et al., 2002; Cadieux et al., 2002). La roche est gris bleuté en surface fraîche et brun verdâtre en patine d’altération (Berclaz et al., 2001; Berclaz et al., 2002; Cadieux et al., 2002). Le gabbro est composés de cristaux idiomorphes de plagioclase entourés d’une matrice de clinopyroxène et, localement, d’orthopyroxène xénomorphe à hypidiomorphe. Les dykes présentent des bordures figées aphanitiques, d’épaisseur décimétrique, renfermant des microcristaux idiomorphes de plagioclase et d’augite alignés parallèlement aux contacts avec l’encaissant (Madore et al., 1999). Les minéraux accessoires communs sont le quartz, les oxydes de fer et de titane et la biotite.

La déformation et le métamorphisme des dykes coupant les complexes de Troie et de Qimussinguat sont génénéralement nuls, alors que les intrusions dans la partie nord-est de la Suite de Faribault-Thury montrent une déformation et un métamorphisme qui s’intensifient vers l’est en s’approchant de la Fosse du Labrador (Madore et al., 1999). On atteint ainsi le faciès métamorphique des amphibolites au sein du Complexe de Diana, comme en témoigne la perte de leurs caractéristiques ignées originelles (Madore et Larbi, 2000). Les minéraux métamorphiques et d’altération incluent la chlorite et l’amphibole en remplacement partiel des minéraux ferromagnésiens, ainsi qu’un assemblage à séricite + épidote en remplacement du plagioclase. Les dykes situés à proximité des grandes failles cassantes sont aussi altérés et contiennent de la chlorite, de l’hématite et des veinules d’épidote (Madore et al., 2001).