Р-Т тренды и модель формирования гранулитовых комплексов докембрия

Исследования были сосредоточены в основном на четырех регионах, где проявлены докембрийские гранулитовые комплексы и зафиксированы их структурно-геологические и/или генетические взаимоотношения с породами зеленокаменных поясов и кратонов: Ангаро-Канский выступ в Енисейском кряже, Шарыжалгайский выступ в Юго-Западном Прибайкалье, Лапландский комплекс на Кольском полуострове и пояс Лимпопо в Южной Африке. Именно для этих регионов настоящей главе приведены достаточно подробные сведения по геологии и геохронологии. Кроме того, в связи с изучением проблемы чарнокитизации исследовались образцы пород других регионов: район Курунегала в Шри-Ланке, провинции Южный Гатс и Каббалдурга в Индии, комплекс Сулкава в Финляндии.

II.1 Ангаро-Канский выступ в Енисейском кряже.

Геологический очерк

Рис. II.1

Енисейский кряж входит в состав краевых структур юго-западной части Сибирской платформы и протягивается вдоль р.Енисей широкой (до 100-200 км) полосой на расстояние свыше 700 км от р.Кан на юге и до р. Подкаменной Тунгуски на севере (рис. II.1 а). В его геологическом строении принимают участие метаморфические, магматические и осадочные образования архея, раннего протерозоя, рифея, венда, частично палеозоя, мезозоя и кайнозоя (Геря и др., 1986).
По геолого-геофизическим признакам, преобладающему составу и геохимическим особенностям пород в пределах Енисейского кряжа выделяется три продольные тектонические зоны (геоблока): Центральная, Приенисейская и Восточная, которые различаются характером гравитационного и магнитного полей, составом раннедокембрийского основания, относительной мощностью коры, а также составом верхнепротерозойских отложений, проявлениями вулканизма и гранитоидного магматизма (рис. II.1 а) (Геря и др., 1986).
Центральный геоблок - сиалический (гранито-гнейсовый) - представляет большую часть площади раннедокембрийского метаморфического основания. На юге, в ангаро-канской части, он сложен преимущественно метаморфическими комплексами Канской и Енисейской серий и гранитоидами. Судя по характеру гравитационного и магнитного полей и петролого-геохимическим особенностям протерозойского кислого корового магматизма, архейские комплексы такого состава прослеживаются далеко на север, до устья Подкаменной Тунгуски, однако в значительной части они перекрыты более поздними (протерозойскими) отложениями. Севернее Ангары сиалические массы архейского фундамента оконтуриваются выходами протерозойских гранитоидов, проявлениями кислого вулканизма повышенной кремнекислотности и калиевости. На поверхности гнейсы архея-нижнего протерозоя здесь обнажаются на правобережье Енисея, а сланцевые толщи нижнего протерозоя - в ядрах антиклинориев центральной части региона (Геря и др., 1986).
Восточный и Приенисейский геоблоки представляют собой раннедокембрийские троговые структуры, сложенные эффузивно-осадочными комплексами близкими по геологическим признакам к зеленокаменным поясам. По геолого-геофизическим признакам троговые комплексы прослеживаются через весь кряж (Ножкин, 1985б), однако севернее Ангары на поверхность они выходят лишь в отдельных участках, так как перекрыты протерозойскими отложениями.
С точки зрения поставленной задачи наибольший интерес представляет южная, ангаро-канская часть Енисейского кряжа (рис. II.1 а, б), где развиты древнейшие архейские и раннепротерозойские метаморфические толщи и интрузивные магматические образования. Именно здесь распространены породы гранулитовой и амфиболитовой фации метаморфизма, чарнокитоиды, мигматиты и гранатсодержащие метабазиты. Раннедокембрийские отложения Южно-Енисейского кряжа (рис.II.1 б) подразделяются на три серии (комплекса) - Канскую, Енисейскую и Юксеевскую (Геря и др., 1986).
    Канская серия по составу подразделяется (снизу ) на кузеевскую и атамановскую толщи (Геря и др., 1986). В северо-восточной части атамановской толщи залегает крупный (100x15 км) Таракский массив гранитоидов. Он образует вместе с гнейсами единую согласную структуру: переходы от гранитов в гнейсы через промежуточные породы постепенные (Даценко, 1984).
    Кузеевская толща сложена преимущественно гранатовыми, гранат-гиперстеновыми и гиперстеновыми гнейсами и гранулитами и их разновидностями с биотитом, горизонтами двупироксен-плагиоклазовых кристаллосланцев и, редко, эклогитоподобными породами, развитыми в приенисейской части, а также гранатовыми и гиперстеновыми гнейсами с кордиеритом и силлиманитом. Гранатсодержащие гнейсы и гранулиты составляют до 60% объема толщи. Среди них различаются существенно ортоклазовые, двуполевошпатовые и плагиоклазовые разности последие резко преобладают. Широко распространены гранитоиды чарнокит-гнейсо-гранитного ряда. В состав толщи входят также метагабброиды, которые образуют согласные пластовые и линзовидные тела мощностью до 300 м и длиной до 2 км, а также расслоенные массивы мощностью до 1.5 км и длиной до 25 км.
    В атамановской толще доминируют разнообразные по составу глиноземистые гранат-биотитовые, кордиерит-гранат-биотитовые, гранат-силлиманит-кордиеритовые, двуполевошпатовые гнейсы и гранулиты, нередко со шпинелью и корундом. В меньшем количестве развиты гиперстен-гранат-биотитовые, гиперстен-биотит-кордиеритовые, гиперстен-силлиманит-кордиеритовые, гиперстеновые плагиогнейсы и пироксен-плагиоклазовые кристаллосланцы. Распространены калиевые и натриевые венитовые и артеритовые мигматиты, гнейсо-граниты и пегматиты.
Геохимические и петрохимические особенности главных типов пород Канской серии близки к характеристикам пород архейских зеленокаменных поясов (Ножкин и Туркина, 1993). Так биотит-гранат-гиперстеновые гнейсы аналогичны вулканитам андезитового и дацитового состава, высокоглиноземистые гнейсы - осадочным глинистым породам а пироксен-плагиоклазовые кристалосланцы - толеитовым базальтам TH1 (Конди, 1983). Средний состав метаморфических пород серии в целом соответствует гранодиориту. В региональном плане намечается тенденция повышения средней основности пород канской серии в направлении от Таракского массива в сторону приенисейской полосы, где сосредоточены основные скопления метагабброидов и гранат-двупирксеновых кристаллосланцев (Ножкин, Туркина, 1993).
    Метаморфические породы Енисейской серии расчленяются на две толщи: исаевскую (нижняя) и среднянскую (Геря и др., 1986). Во вскрытых береговых разрезах вдоль Енисея устанавливается, что толщи связаны между собой постепенными переходами и представляют единый, близкий по составу структурно-вещественный комплекс, граничащий с гранулитами канской серии. Обе толщи Енисейской серии сложены в основном биотит-плагиоклазовыми, гранат-биотитовыми, амфибол-биотитовыми, двуслюдяными гнейсами и кристаллическими сланцами. В нижней части разреза с ними ассоциируют амфиболиты (метабазиты) и биотитовые ортогнейсы (кислые метаэффузивы), выше, среди гранат-биотитовых гнейсов, появляются горизонты доломитовых и кальцитовых мраморов, лейкократовых плагиогнейсов, силлиманитовых гнейсов. В верхах разреза преобладают слюдисто-полевошпат-кварцевые гнейсы с горизонтами двуполешпатовых гнейсов, мраморов и кварцито-сланцев.
Гнейсы и сланцы Енисейской серии мигматизированы, пронизаны телами порфиробластических и аплитовидных гранитов и пегматитов. Минеральные ассоциации пород свидетельсвуют о метаморфизме исходных вулканогенно-карбонатно-терригенных отложений преимущественно в условиях амфиболитовой фации.
    Метаморфизованные осадочно-эффузивные образования Юксеевской серии южной части Приенисейской зоны обнажаются вдоль Енисея выше пос.Предивинск. В составе серии выделяются две толщи (Геря и др., 1986). Нижняя - юдинская сложена в основном чередующимися амфиболитами, плагиоклазовыми амфиболитами (метабазитами), гранатсодержащими кварц-полешпатовыми породами (кислыми метаэффузивами) и подчиненными им амфиболовыми и биотит-амфиболовыми сланцами. В нижней части разреза развиты гранатсодержащие биотит-кварцевые сланцы с отдельными горизонтами кварцитов, силлиманитсодержащих биотитовых сланцев и мраморов. Вся гнейсово-амфиболитовая толща пронизана стратифицированными телами метагабброидов, жильными телами синкинематических гранитоидов (превращенных в гранито-гнейсы), разгнейсованными аплитами и пегматитами.
    Верхняя - предивинская - толща начинается микроамфиболитами состава магнезиальных базитов, сменяющихся чередованием полевошпатовых кварцитов и зеленых сланцев с пачками амфиболитов (метабазитов), амфиболовых плагиогнейсов и сланцев, слюдистых кварц-полевошпатовых метаэффузивов и сланцев. В верхах разреза залегают слоистые тонкополосчатые зеленоцветные породы преимущественно туфового и вулканомиктового состава с горизонтами кварцитов, гематит-магнитовых кварцитов, кислых и основных эффузивов. Породы верхней толщи пересечены согласными субвулканическими телами кислого состава, телами амфиболизированных габроидов, телами серпентинитов, отдельными посткинематическими интрузиями диоритов и плагиогранитов. У пос. Предивинск (рис. II.1 б, участок А) верхняя часть толщи попадает в зону катакластического метаморфизма, рассланцевания и милонитизации, сопровождающихся диафторезом зеленосланцевой фации метаморфизма.

Абсолютный возраст
Абсолютные датировки пород Канской серии получены по данным свинцово-изохронного, рубидий-стронциевого и термоизохронного методов (Герлинг и Артемов, 1964; Волобуев и др.,1976; Волобуев и др.,1980; Геохронология..., 1968; Ножкин и др.,1989; Бибикова и др., 1993а). Оценки возраста находятся в пределах 4100-800 млн лет, отражая полициклическую геодинамическую и метаморфическую историю региона. Наиболее древнее значение возраста, 4100+200 млн лет, получено изохронно-свинцовым методом для гнейсов и чарнокитов канской серии (Волобуев и др., 1980). По данным термоизохронного метода (Ножкин и др.,1989) самые ранние возрастные фазы циркона из гнейсов сформированы на уровне 3100-3200 млн лет. Возраст микроклиновых гнейсо-гранитов и пегматитов, секущих породы Канской серии, по согласованным данным свинцово-изохронного и рубидий-стронциевого методов (Герлинг и Артемов, 1964; Волобуев и др., 1976) составляет около 2600 млн лет. С этой цифрой согласуются оценки 2600-2700 млн лет, полученные термоизохронным (Ножкин и др.,1989) и U-Pb изохронным (Бибикова и др., 1993а) методами для ранних возрастных фаз цирконов из гнейсов Канской серии. Достаточно надежно фиксируется нижнепротерозойский возраст (2000-1800 млн лет) Таракского гранитоидного массива (Артемов,1963; Волобуев и др., 1976; Геохронология ...,1968). Этому рубежу отвечает абсолютное большинство оценок возраста цирконов метаморфических пород Канской серии по данным термоизохронного метода (Ножкин и др.,1989). По данным U-Pb изохронного метода интервал 2000-1800 млн лет является основным значением возраста цирконов из гнейсов Канской серии и отвечает глубоким метаморфическим преобразованиям пород на уровне гранулитовой и амфиболитовой фации.
Оценки возраста пород Енисейской серии также колеблются в достаточно широком диапазоне 2600-800 млн лет. Геологическая позиция ее близка к Бирюсинской (хайламинская толща), Слюдянской, возможно, Ольхонской сериям. В пользу архейского возраста Енисейской серии свидетельствуют уран-свинцовые датировки циркона из гнейсо-гранитов бассейна р.Посольной и правобережья Енисея - около 2600 млн лет (Волобуев и др., 1976) - и близкий к этой дате изохронно-свинцовый возраст мраморов среднянской (шумихинской) толщи (Волобуев и др., 1980). По данным термоизохронного метода статистический максимум возрастов цирконов из гнейсов приенисейской полосы приходится на интервал 2000-1700 млн лет (Ножкин и др.,1989) интерпретированный как период глубоких метаморфических преобразований пород на уровне эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фации (Ножкин, 1997). По результатам U-Pb изохронного исследования (Бибикова и др., 1993а) акцессорных цирконов этих гнейсов возраст их вулканического протолита составляет 1880+40 млн лет. При этом показано, что наиболее интенсивные процессы гранитообразования в пределах Енисейской и Канской серий протекали 1780+10 млн лет назад синхронно со становлением Таракской гранитоидной интрузии.
Оценки возраста пород Юксеевского комплекса получены термоизохронным методом. По цирконам из пород предивинской толщи намечены главные рубежи формирования и преобразования пород, которые отвечают 2750, 1900, 1450, 1050, 870, 600 и 420 млн лет (Ножкин и др.,1989, Ножкин, 1997). 2750 млн.лет соответствует времени формирования вулканогенно-осадочного протолита (Ножкин, 1989). 1450 млн.лет интерпретируется как время формирования меридиональной блоковой структуры всего Енисейского кряжа (Ножкин и др., 1989). Рубежи 1050, 870 и 600 млн.лет согласуются с оценками возраста для верхнепротерозойских гранитоидных интрузий, прорывающих Канскую серию (Волобуев и др., 1976; Геохронология ...,1968). Возраст 1900 млн.лет может вероятно соответствовать одной из важных стадий метаморфических преобразований пород Юксеевской серии.
Приведенный обзор возрастных оценок для всех трех комплексов показывает, что важные тектоно-термальные события в пределах Южно-Енисейского кряжа протекали на рубеже 2000-1800 млн лет. Они сопровождались глубоким метаморфизмом и гранитизацией пород и формированием гигантского Таракского массива гранитоидов. Более ранние оценки возраста отражают по всей видимости различные этапы формирования и преобразований протолита метаморфических комплексов, из которых наиболее важным и достоверным является период 2750-2600 млн лет, который отвечает, по всей видимости значительному тектоно-термальному событию. Более поздние оценки возраста отвечают периодам повышения термальной активности в связи с формированием верхнепротерозойских гранитоидов.

Тектоническое строение
В структурном отношении Южно-Енисейский кряж представляет собой серию самостоятельных глыб, ориентированных в север-северо-западном направлении (Ковригина, 1973, 1977; Даценко, 1995) (см. рис.II.1 б). Центральная, наиболее крупная глыба сложена породами Канского комплекса. Внутренняя структура тектонических блоков и их фрагментов характеризуется напряженной изоклинальной складчатостью с падением крыльев складок на СВ под углами 60-80^о. Размах крыльев колеблется от 50-100 до 600-800 м. Для блоков, сложенных породами Енисейского и Юксеевского комплексов, характерна кристаллизационная сланцеватость и складчатость, согласная с таковой в породах Канского комплекса. Так, породы предивинской толщи слагают вытянутую в северо-западном направлении узкую синклинальную структуру, в осевой части которой вскрываются самые верхние горизонты разреза Юксеевской серии (Ножкин, 1997).
Ориентировка наиболее крупных разломов подчиняются тем же закономерностям. С запада на восток в Южно-Енисейском кряже выделяются (Ковригина, 1973) Приенисейский, Канско-Посольненский и Канско-Шилкинский глубинные разломы. Простирание их меняется от СЗ на юге площади до до субмеридионального на севере, согласно контуру Сибирской платформы. С ними связаны мощные зоны милонитизации, бластокатаклаза и диафтореза метаморфических пород а также размещение магматических комплексов и эндогенного оруденения. Ширина таких зон достигает 4 км. Они имеют характер надвигов с падением плоскостей сместителя под углом 50-70^о на восток в сторону Сибирской платформы. Поперечные нарушения, подчеркнутые ориентировкой современной речной сети правых притоков Енисея, практически не влияют на структурный план Южно-Енисейского кряжа. С ними связаны зоны повышенной трещиноватость пород.
Общность структурных планов всех трех комплексов традиционно трактуется как следствие конформного причленения все более молодых тектонических элементов к Сибирскому кратону, игравшего роль постоянного упора при складчатых процессах (см. обзор Даценко, 1995). Это объяснение, однако, находится в некотором несоответствии с геохронологическими определениями, свидетельствующими, что главная стадия метаморфизма во всех трех комплексах может быть приурочена к единому возрасному периоду 1800-2000 млн.лет.
Для выяснения деталей структурных взаимоотношений пород Юксеевского, Енисейского и Канского комплексов были проведены специализированные структурно-петрологические исследования разреза по р.Енисей, общей протяженностью около 120 км (рис. II.1 б). Полевые работы заключались в детальных структурных исследованиях (>1000 структурных замеров, >50 фотографий обнажений) различных тектонических индикаторов и в систематическом петрологическом опробовании (>100 образцов) разреза. В пределах всего разреза были изучены относительные направления сдвиговых деформаций, для чего использовались порфиробласты -и -типа, мелкомасштабные сдвиговые складки, s-c соотношения милонитов, линейность минералов и другие менее проявленные структурные индикаторы (например, Simpson & Schmid, 1983; Simpson, 1986; Passchier & Trouw, 1996). Различные структурные типы пород, выявленные в ходе полевых исследований были изучены петрографически с использованием 96 шлифов, изготовленных в сечении поперек сланцеватости и вдоль линейности. Наиболее информативные шлифы были подвергнуты микрозондовому анализу (>2000 анализов). Структурные и петрологические данные составили основу для изучения последовательности взаимосвязанных тектонических и метаморфических событий в пределах исследованного разреза.

Главные тектонические события

Рис.II.2

Рис.II.3

В каждом из трех изученных комплексов на основе полевых наблюдений и петрографических исследований образцов было выявлено (Smit et al., 1999) три различных взаимосвязанных структурных типа пород:
(i) D1 породы - гнейсы, сланцы и метабазиты из центральных частей слабо деформированных блоков (например, рис.II.2 а, б);
(ii) D2 породы - интенсивно рассланцованные милониты и сдвиговые гнейсы развитыми по D1 породам в D2 тектонических зонах (например, рис.II.3 г, рис.III.3 д, см. также Smit and Van Reenen, 1997).
(iii) D3 милониты, развитые по D1 и D2 породам в пределах D3 зон (например, рис.II.3 а, б).
Эти типы пород были сформированы в ходе трех последовательных этапов деформаций: D1 - площадное образование ранней сланцеватости пород, D2 - площадное образование линейности пород, формирование надвиговых зон и складчатости, D3 - милонитизация по сдвиговым зонам.
    D1 - площадное образование ранней сланцеватости. Ранняя D1 сланцеватость (S1) доминирует в западной части Южно-Енисейского кряжа и поэтому хорошо развита в Юксеевском (рис. II.2 а) и части Енисейского комплекса.
D1-гнейсы (например, метадациты) и D1-слюдистые сланцы Юксеевского комплекса характеризуются ясной линзовидной сланцеватой микроструктурой (рис. II.4 а) со средним размером зерен 0.02-0.1 мм. В породах наблюдаются порфиробласты (0.1-1 мм) Grt и Pl с ясными симметричными тенями давления. D1-метабазиты характеризуются сланцеватой линзовидной структурой, иногда с порфиробластами (0.5-5 мм) Hbl. Симметричная линзовидная структура D1-пород характеризуется отсутствием ясных индикаторов сдвиговых деформаций и ее формирование видимо отвечает процессу сдавливания и уплощения исходной толщи вулканогенно осадочных пород на глубине под действием литостатической нагрузки.
D1-породы Енисейского комплекса часто сохраняются как ненарушенные 1-100 м линзовидные фрагменты и будины среди итнтенсивно деформированных D2 гнейсов. Такие породы характеризуются либо сланцеватой гранобластовой (Bt-Hbl гнейсы и метабазиты) либо сланцеватой порфиробластовой (Grt-содержащие слюдистые сланцы) микроструктурой. Средний размер зерен минералов матрицы составляет 0.1-0.5 мм, т.е. в целом заметно крупнее, чем для аналогичных пород Юксеевского комплекса.
D1-гнейсы и метабазиты Канского комплекса наиболее характерны для его внутренних частей. Вблизи его западной границы такие породы встречаются в виде отдельных линзовидных блоков (тектонических пластин), разделенных более поздними D2 надвиговыми зонами. Данные породы представлены средне- и крупнозернистыми гранулитами, в которых сланцеватость задается ориентировкой вытянутых линзовидных агрегатов Opx и Grt. В енисейском разрезе комплекса D1 породы хорошо представлены в пределах Зимовейнинского массива метагабброидов (рис. II.1 б), где метаморфическая D1 сланцеватость (S1) наложена (сечет под углом 10-30^o) на первичную магматическую расслоенность (рис. II.2 б).
    

Рис.II.4

D2 - площадное образование линейности пород, формирование надвиговых зон и складчатости. Ранняя S1 сланцеватость часто изменена наложенными D2 сдвиговыми структурами (рис. II.4 б). В низкометаморфизованном Юксеевском комплексе дискретные (до 100 м шириной) зоны D2 деформаций сложены мелкозернистыми милонитами (рис. II.2 в, II.3 г), тогда как в высокометаморфизованных Енисейском и Канском комплексах такие зоны часто сложены среднезернистыми сдвиговыми гнейсами (например, рис. II.4 д). Другим ясным признаком наложения D2 деформаций в пределах всех трех комплексов является развитие системы узких до изоклинальных средне- до крупномасштабных складок (рис. II.3 в), которые часто ассоциируют с крупными зонами D2 деформаций. Складки реже встречаются в Юксеевском и Енисейском комплексах и очень многочисленны в Канском, где они проявлены в виде системы изоклинальных складок с субгоризонтальными осями, перпендикулярными направлению сдвиговых деформаций. В пределах исследованного разреза как складчатость, так и сдвиговые деформации нарастают по интенсивности с запада на восток и в конечном итоге переходят в региональную зону пластических D2 деформаций (до 1 км шириной) заложенную на границе Канского и Енисейского комплексов. (рис. II.2 г).
D2-породы очень характерны для Юксеевского комплекса, особенно в его восточной части, вблизи границы с Енисейским комплексом. Как кислые, так и основные породы этого типа характеризуются асимметричной линзовидной сланцеватой порфиробластической микроструктурой, типичной при наложении сдвиговых деформаций. В слюдистых сланцах наблюдаются очень типичные сигмоидные порфиробласты ("рыбки") слюды. В некоторых метадацитах наблюдаются порфиробласты граната и полевого шпата сигмоидной формы. Деформации D2 сопровождаются ростом минералов (например, порфиробластов Grt со структурами вращения) и обычно не ведут к уменьшению размера зерен матричных минералов, характерному для классического процесса милонитизации. Средний размер матричных минералов (0.02-0.1 мм) не отличается от такового в D1 породах.
В Енисейском комплексе D2-породы особенно широко развиты в его восточной части вблизи контакта с гранулитами Канского комплекса (рис. II.2 г, II.4 б). Здесь они наблюдаются в D2 зоне тектонического меланжа, содержащей крупные (до 100 м) линзовидные будины массивных метабазитов, обтекаемые интенсивно деформированными кварцсодержащими гнейсами. Такая структура D2 зоны является следствием значительного относительного пластического смещения пород. D2-породы представлены средне-зернистыми сдвиговыми гнейсами (straight gneisses, Smit & Van Reenen, 1997) и метабазитами с ясной минеральной линейностью. Многочисленные тектонические индикаторы относительного смещения (рис. II.4 б, в, г, д) представлены ротационными порфиробластами (rotated porphyroblasts) (1-20 мм) Pl и Kfs. D2 деформации сопровождаются ростом минералов (например, ротационных порфиробастов) и обычно не приводят к уменьшению размеров зерен матричных минералов. Средний размер этих минералов (0.1-0.5 мм) не отличается от такового в D1 породах.
В Канском комплексе D2-сдвиговые гнейсы и милониты особенно многочисленны вблизи его границы с Енисейским комплексом. Они представлены "сухими" и гидратированными деформированными гранулитами, характеризующимися отчетливым уменьшением размером зерен (до 0.02-0.1 мм), средне- и мелкозернистым ленточным кварцем и хрупкими деформациями ранних порфиробластов граната. Многочисленные индикаторы смещения представлены сигмоидными порфиробластами Grt (1-7 мм) и Qtz (1-5 мм), окруженными милонитизированными матричными минералами. На "крыльях" порфиробластов граната часто наблюдается отчетливое смещение их мелких (0.05-0.1 мм) фрагментов в направлении транспорта. В некоторых случаев милонитизация сопровождается замещением граната биотитом. Кварц, плагиоклаз и биотит демонстрируют относительно пластический характер деформаций. Специфические D2 гнейсы, сформированные по метагабброидам, наблюдаются в западном контакте Зимовейнинского массива (участок B на рис II.1 б). В этих породах пластические деформации раннего крупнозернистого (1-10 мм) Pl и Opx сопровождаются развитием синдеформационного мелкозернистого (0.02-0.05 mm) ленточного Pl и Grt-Cpx-Qtz коронарных структур вокруг Opx. Процесс также сопровождается появлением мелких включений Spl в раннем Pl. Все это говорит о кристаллизации нового парагенезиса в ходе син-D2 метаморфических реакций (например, Opx+Pl=>Grt+Qtz+Cpx, см. рис. III.25), протекавших в относительно высокотемпературных условиях. Подобные взаимоотношения типичны для так называемых "первичных сдвиговых гнейсов" (primary straight gneisses, Smit and Van Reenen, 1997), представляющих собой результат деформирования пород на глубинных коровых уровнях.
    D3 - милонитизация по сдвиговым зонам. Поздние милонитовые зоны (рис. II.3 а, б) наблюдаются в пределах всего исследованного разреза. Они развиты в основном в условиях зеленосланцевой фации метаморфизма и являются явно наложенными по отношению к зонам D2 деформаций. Мощная, до 300 м шириной зона D3 милонитов располагается в породах Юксеевского комплекса вблизи его контакта с Енисейским комплексом (рис. II.1б, участок A).
D3 породы Юксеевского комплекса являются классическими милонитами, характеризующимися значительным уменьшением размера зерен (<0.01 мм) матричных минералов и обильным проявлением ассоциаций зеленосланцевой фации (с хлоритом, актинолитом, серицитом, карбонатами), замещающих парагенезисы эпидот-амфиболитовой фации. В большинстве милонитов s-c угол близок к 0^о. Индикаторы смещения представлены сигмоидными порфиробластами Pl с "крыльями" сложенными карбонатами.
В Енисейском комплексе D3-милониты широко развиты вдоль его границы с Юксеевским комплексом. Микроструктуры этих милонитов наиболее ясно проявлены гранат-содержащих разностях пород, где порфиробласты Grt (1-10 мм) частично разрушены интенсивной милонитизацией. Милониты характеризуются субпараллельными s-c поверхностями и значительным уменьшением размеров зерен минералов (до 0.01-0.02 mm), который все же остается более крупным чем у D3 милонитов Юксеевского комплекса. Индикаторы смещения широко представлены сигмоидными порфиробластами Grt с "крыльями", сложенными главным образом биотитом. На "крыльях" некоторых порфиробластов граната наблюдается ясное смещение их мелких (0.05-0.1 мм) фрагментов в направлении транспорта. Наиболее поздняя стадия процесса характеризуется замещения Grt вдоль трещин биотитом, мусковитом и хлоритом. Аналогичные структуры замещения наблюдаются и в не милонитизированных D1-породах Енисейского комплекса вблизи его западной границы.
В Канском комплексе D3 милониты проявлены не очень интенсивно и наблюдаются в виде узких (до 10 м) зон, сформированных в условиях эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой фации.

Кинематика исследованных комплексов.

Рис.II.5

Изучение различных тектонических индикаторов (например, рис. II.4) показало, что в каждом из трех комплексов структуры, соответствующие трем последовательным D1, D2 и D3 событиям, являются копланарными, однако ясно различаются направлениями относительного смещения.
Юксеевский комплекс. В западной части Юксеевского комплекса сланцеватость S1, простирающаяся в ССЗ направлении и круто падающая в ЗЮЗ и ВСВ вероятно представляет до-D2 региональную структуру Южно-Енисейского кряжа (рис. II.5 а). На D1 сланцеватость спорадически наложена более молодая D2-структура (D2 сланцеватость+линейность) и дискретные D2-зоны пластических деформаций (shear zones). Многочисленные индикаторы смещения свидетельствуют о ЗСЗ направлении взбросо-навигового транспорта пород (рис. II.5 а). Средне- до крупномасштабных складки, сопровождающие развитие зон D2 деформаций, характеризуются субгоризонтальными осями и осевыми плоскостями копланарными по отношению к D2 сланцеватости. (рис. II.5 а). Среднемасштабные складки часто наблюдаются в обнажениях (рис. II.3 в). Наличие более крупных складок может быть выведено из того факта, что сланцеватость S1 круто погружается как на запад, так и на восток, отвечая крыльям региональных складок (рис. II.5 а). Наблюдаемая система D2 зон деформаций и складок согласуется с ЮЗ-СВ тангенциальным сжатием. Зоны D3 милонитизации, развитые в Юксеевском комплексе (рис. II.5 а), также имеют субвертикальное падение и ССЗ простирание. Эти зоны, однако, характеризуются субгоризонтальной минеральной линейностью с правым (по часовой стрелке) сдвиговым смещением (рис. II.3 а, II.5 а).
Енисейский комплекс. Ориентировка региональной D1 рассланцовки в Енисейском комплексе практически идентична таковой в сопряженных породах Юксеевского комплекса (сравните рисунки II.5 а, б). Рассланцевание имеет в основном почти С-Ю простирание, погружаясь под крутыми углами как на ЗЮЗ так и на ВСВ, что также является результатом развития региональной D2 складчатости. Среднемасштабные складки становятся здесь доминирующим структурным мотивом и свидетельствуют о той же самой обстановке ЮЗ-СВ тангенциального сжатия выявленной в Юксеевском комплексе (рис. II.5 б). Субпараллельные зоны пластических D2 деформаций становятся все более отчетливыми по направлению к контакту с породами Канского комплекса, где более ранние структурные элементы практически полностью затерты (рис. II.2 г, II.4 б, в). Интенсивная D3- милонитизация в Енисейском комплексе привела к заметному смещению части более ранних D1 и D2 структурных элементов в направлении D3 сдвига (рис. II.5 б). Все три типа тектонических структур в пределах комплекса также характеризуются копланарным рассланцеванием при отчетливой различии в направлении смещения (отсутствие смещения для D1, ССЗ взбросо-надвиговое смещение для D2 и С-Ю правое сдвиговое смещение для D3).
Контакт Енисейского и Канского комплексов (региональная D2 зона пластических деформаций). В сторону данного контакта структурный рисунок пород Енисейского комплекса значительно изменяется. Так, характерное для Енисейского комплекса рассланцевание и складчатость С-Ю простирания меняются на рассланцовку (рис. II.5 б, в) СВ простирания и устойчивого относительно пологого (45^o) падения на СВ (рис. II.2 г). Для этой переходной зоны характерно чешуйчатое строение и ЮЗ направление надвигового перемещения (со стороны гранулитов). В зоне сохраняются следы более ранней линейности, соответствующей осевым линиям D2 складок (сравните рисунки II.5 б, в). При этом доминирующее рассланцевание D2 практически не сопровождаются складчатостью и погружается под постоянным углом на ВСВ параллельно региональной зоне пластических деформаций заложенной на контакте двух комплексов (рис. II.2 г). Интенсивно проявленная линейность в этой переходной зоне отвечает надвиговому перемещению в ЮЗ направлении (рис. II.5 в) и заметно оличается по своей ориентировке от линейности характерной для Юксеевского и Енисейского комплексов (рис. II.5 а, б). В целом структурные данные указывают на два значительных факта:
(i) Крутопадающая и интенсивно смятая в складки ранняя D1 сланцеватость, доминирующая в Юксеевском и Енисейском комплексах (рис.II.2 а, II.5 а, б) сменяется на пологую погружающуюся на СВ D2 сланцеватость (рис. II.2 г, II.5  в), причем даже изоклинальные складки становятся пологими лежачими структурами.
(ii) Круто падающая на ЮВ линейность D2, проявленная в Енисейском и Юксеевсом комплексах (II.5  а, б), изменяет свое падение на СВ (рис.II.5 в)
Канский комплекс. Тектонические элементы, характеризующие гранулиты северо-западной части Канского комплекса (рис. II.5 в) согласуются с упомянутым ЮЗ-СВ тангенциальным сжатием, проявленным на стадии D2 в Енисейском и Юксеевском комплексах. Индикаторы смещения свидетельствуют о надвигании гранулитов на породы Енисейского комплекса в ЮЗ направлении вдоль разделяющей их региональной зоны пластических деформаций. Ориентировка многочисленных изоклинальных D2 складок субпараллельна таковой в двух других комплексах (сравните рис. II.5 а, б, в).

Интерпретация структурных данных.
Наиболее ранним структурным событием в пределах исследованного региона является формирование региональной сланцеватости D1 в ходе уплощения пород на глубине под действием литостатической нагрузки. Возраст этого события достоверно не известен и, вероятно, древнее 1900 млн.лет.
Стадия D2 отвечает процессу размещения Канского гранулитового комплекса, протекавшему в обстановке тангенциального сжатия вызванного надвигом гранулитов на породы Енисейского и Юксеевского комплексов вдоль региональной зоны пластических деформаций (рис.II1 б). Кинематические индикаторы D2 свидетельствуют об интенсивной складчатости и всбросо-надвиговом ССЗ перемещении пород Енсейского и Юксеевского комплексов, сопровождавшем ЮЗ надвиг гранулитов. Различия в направлении транспорта гранулитов и деформируемых ими пород экзоконтакта связаны по всей видимости с особенностями поля напряжений, сформированного в ходе надвига более пластичных гранулитов на менее пластичные породы экзоконтакта. Различие реологических характеристик гранулитов и пород экзоконтакта могли играть при этом ключевую роль. Существование таких различий подтверждается особенностями структур пород изученных в пределах зоны контакта Енисейского и Канского комплексов: для гранулитов характерна слабо проявленные линейность и сланцеватость и напряженная изоклинальная складчатость, тогда как для гнейсов и амфиболитов Енисейского комплекса характерны гораздо более интесивная сланцеватость и линейность и менее отчетливая складчатость.
Таким образом D2 деформации и метаморфизм пород Енисейского и Юксеевского комплексов протекали синхронно с процессом подъема и наползания на эти комплексы более пластичных гранулитов Канского комплекса. Это привело к формированию общего для всех трех комплексов структурного плана на этапе деформаций D2, характеризовавшегося преимущественно пластичными течениями достаточно разогретого материала. Горячие гранулиты при этом могли служить источником тепла для пород Енисейского и Юксеевского комплексов, что подтверждается существованием региональной метаморфической зональности. С учетом приведенных выше результатов геохронологических исследований данные события могли иметь место в интервале 2000-1800 млн.лет, который интерпретируется как период наиболее значительных тектоно-термальных событий в пределах Южно-Енисейского кряжа.
Наиболее поздним региональным тектоническим событием является образование правосторонних сдвиговых зон D3 милонитизации, характеризующихся субгоризонтальной минеральной линейностью. Заложение этих зон протекало преимущественно в условиях зеленосланцевой фации метаморфизма и, вероятно, соответствует этапу формирования региональной субмеридиональной структуры всего Енисейского кряжа на уровне 1450 млн. лет (Ножкин и др., 1989).