Р-Т тренды и модель формирования гранулитовых комплексов докембрия

Геологический очерк

Рис. II.13

Пояс Лимпопо в Южной Африке является классической архейской областью развития высокометаморфизованных гнейсовых толщ. Его размеры составляют приблизительно 300 на 700 км (рис.II.13). Здесь обнаруживается непрерывный разрез от гранит-зеленокаменной образований кратона Каапвааль на юге через область развития гранулитов пояса Лимпопо до кратона Зимбабве на севере (рис.II.14).
По структурно-вещественным признакам пояс Лимпопо подразделяется на Центральную зону (ЦЗ), Южную Краевую Зону (ЮКЗ) и Северную Краевую Зону (СКЗ) (рис.II.13).
    Центральная Зона характеризуется литологией континентального типа. В ее пределах выделяются супракрустальный комплекс Бейт Бридж, несколько свит серых гнейсов, расслоенная серия Мессина и гнейсы Булай (S.A.C.S., 1980).

Рис. II.14

Комплекс Бейт Бридж сложен главным образом лейкрократовыми кварц-полевошпатовыми гнейсами, состоящими из пертитового калиевого полевого шпата, биотита, роговой обманки и гиперстена. Метаосадочные породы данного комплекса, метаморфизированные в условиях гранулитовой фации, включают метапелитовые гнейсы, мраморы, карбонатно-силикатные породы, кварциты и магнетитовые кварциты. В мигматизированных метапелитовых гнейсах часто наблюдается чередование прослоев разного минерального состава. При этом для относительно магнезиальных метапелитов характерна ассоциация кордиерита с ортопироксеном и гранатом, а для более железистых - гранат-кордиерит-силлиманитовая ассоциация. Эти два парагенезиса метапелитов часто сохраняют признаки декомпрессии в форме симплектитовых кайм замещения граната кордиеритом. Основные гнейсы в пределах ЦЗ наблюдается относительно редко (van Reenen et al, 1990). Они характеризуются ассоциациями как амфиболитовой (Pl+Hbl), так и гранулитовой (Pl+Cpx+Opx) фаций.
Серые гнейсы, встречающиеся в пределах комплекса Бейт Бридж, подразделяются на свиты Санд Ривер, Занзибар и Олдей, которые обладают сходным минеральный и химическим составом. При этом свита Олдей имеет с комплексом Бейт Бридж отчетливые интрузивные соотношения.
Свита Мессина представлена метаморфизованными телами анартозитов и лейкогаббро, интрудирующими комплекс Бейт Бридж. Эти породы обычно сложены плагиоклазом, роговой обманкой и клинопироксеном с небольшим количеством кварца.
Гнейсы Булай включают эндербитовые, чарнокитовые, тоналитовые и гранодиоритовые разности и тесно ассоциируют с порфиробластическими гнейсо-гранитами интрудирующими супракрустальный комплекс.
    В Северной Краевой Зоне присутствуют плутоническая и супракрустальная ассоциации.
Плутоническая ассоциация имеет наибольшее распространение и слагается значительными объемами чарнокитов и порфировых гранитоидов, интрудирующих менее распространенную супракрустальную ассоциацию (Rollinson & Blenkinsop, 1995). Чарнокиты наблюдаются в виде узких маломощных протяженных горизонтов среди тоналитовых гнейсов и в виде крупных гомогенных тел (Robertson & Du Toit, 1981; Redley, 1992; Berger et al, 1995). Эти породы первично сложены Pl+Opx+Qtz+Kfs+Bt ассоциацией с подчиненным количеством Cpx, Hbl и Grt. Свита Рази порфировых калиевых гранитов (Robertson, 1973, 1974) интрудирует границу СКЗ и кратона Зимбабве на протяжении около 100 км.
Супракрустальная ассоциация представлена литологическими аналогами зеленокаменных пород и занимает примерно 10% площади СКЗ. Главными типами пород являются основные гранулиты (Opx+Cpx+Pl+Hbl), амфиболиты и магнетитовые кварциты. Другие метаосадочные породы, включая метапелиты, кварциты и мраморы, проявлены редко. Метапелиты характеризуются декомпрессионными реакционными структурами замещения кордиеритом Crt-Qtz-Sil ассоциации. С метаосадками и метабазитами тесно ассоциирует расслоенный комплекс основных и ультраосновных пород, включающий серпентиниты и метапироксениты (Opx+Cpx+Hbl) (Rollinson & Blenkinsop, 1995).

Рис. II.15

    В Южной Краевой Зоне (рис.II.15) наиболее распространенным типом пород являются пироксенсодержащие тоналитовые гнейсы Бавиансклуф и глиноземистые гранулиты (метапелиты) супракрустальной формации Банделиеркоп. Формация Банделиеркоп также включает основные и ультроосновные гранулиты и железистые кварциты. Гнейсы Бавиансклуф интенсивно деформированы и обычно мигматизированы. Гомогенные магматические чарноэндербиты и эндербиты в Южной Краевой Зоне имеют подчиненное распространение и представлены комплексом Маток, интрудирующим формацию Банделиеркоп (Bohlander et al., 1992). Глиноземистые гранулиты данной формации сложены Qtz, Pl, Opx, Grt, Bt и Сrd реже пертитовым Kfs, Spl, Sil, Ky (van Reenen et al, 1990). Грубо полосчатые, часто мигматизированные эти породы содержат симплектитовые реакционные структуры, аналогичные описанным для подобных пород в ЦЗ (van Reneen et al., 1990) и СКЗ (Tsunogae et al., 1992). Лейкратовая составляющая этих пород сложена главным образом пертитовым Kfs и Pl с примесью графита, силлиманита, граната и кордиерита. Основные гранулиты представляют собой крупнозернистые полосчатые породы, сложенные ассоциацией Pl+Opx+Cpx+Mag+Il+Hbl с небольшим количеством кварца. Железистые кварциты тесно ассоциируют как с метапелитами, так и с метабазитами. Текстура их разновидностей варьирует от полосчатой (Qtz+Mag+Opx) до массивной (Qtz+Opx+Grt+Mag). Ультроосновные гранулиты представляют собой массивные породы, сложенные Fo, Spl, En и Hbl (van Schalkwyk & van Reenen, 1992).

Абсолютный возраст
    Кратон Каапвааль. Возраст структур D1 с северным направлением транспорта (вергентностью) в кратоне Каапвааль (рис.II.14) определен как 2754+2 млн. лет по синтектоническому титаниту из зеленокаменного пояса Риностеркопи, размещенного на северной границе кратона с поясом Лимпопо (рис. II.13, II.15) (Kreissig & Holzer, 1997). При этом возраст формирования основной массы пород кратона Каапвааль значительно древнее и колеблется в пределах 3640-3080 млн. лет (de Wit et al., 1992b).
    Гранулитовый комплекс Лимпопо. Определение возраста пика метаморфизма и эксгумации комплекса Лимпопо произведено путем прямого датирования сдвиговых деформаций, соответствующих эксгумации гранулитов (деформации D2, см ниже), и по возрастам внедрения чарнокитовых гранитоидов. Эти гранитоиды (рис. II.13) сохранили магматические структуры и демонстрируют ясные интрузивные взаимоотношения с гранулитами и региональной сланцеватостью во всех трех зонах сомплекса Лимпопо. Все они содержат ксенолиты пород гранулитовой фации, интрудируют региональую сланцеватость и секутся зонами милонитов. Эти синтектонические гранитоиды внедрялись в гнейсы в пределах зон интенсивных пластических деформаций, заложенных после пика метаморфизма в ходе эксгумации гранулитового комплекса (зоны D2, см. ниже). Таким образом, данные гранитоиды контролируют минимальный возраст гранулитового метаморфизма пород пояса Лимпопо.
    Южная Краевая Зона. В ЮКЗ пик метаморфизма датирован на уровне 2691+4 Млн. лет (Kreissig & Holzer, 1997) по монациту из глиноземистых гранулитов (метапелитов). Зоны пластических деформаций D2 с южным направлением опрокидывания, непосредственно связанные с подъемом и размещением гранулитов, датированы на уровне 2689+7 млн. лет (Kreissig & Holzer, 1997) по синкинематическому кианиту развитому в интенсивно дислоцированных породах зеленокаменного пояса, на который надвинуты гранулиты. Это предполагает тесную возрастную взаимосвязь между пиком метаморфизма гранулитов и их эксгумацией. Чарнокитовый массив Маток  интрудировал зоны сдвиговых деформаций D2 около 2671+2 млн. лет (Barton et al., 1992), определяя минимальный возраст размещения гранулитов. Недавние исследования (Kreissig & Holzer, 1997) показали, что магматическая эволюция плутона Маток завершилась на уровне 2637+15 млн. лет.
    Центральная Зона. Данные о высокотемпературном метаморфическом событии в ЦЗ базируются на Pb-Pb возрасте 2573+15 млн. лет для роста метаморфического силлиманита (Holzer et al., 1998). Кроме того, датирование отдельных цирконов вероятного метаморфического генезиса (Kroner et al., 1998a) дало возраст 2575+4 млн. лет. Датирование зерна циркона из гранодиоритовых гнейсов Вербаард в ЦЗ дало Pb-Pb возраст 2570+4 млн. лет (Kroner et al., 1998b). Все это убедительно свидетельствует о существовании в Центральной зоне комплекса Лимпопо условий высокотемпературного метаморфизма на рубеже ~ 2570 млн. лет назад.
    Плутон Булай (рис. II.13), сложенный эндербитами, чарнокитами, тоналитами и гранодиоритами, интрудировал глиноземистые гранулиты и региональную сланцеватость ЦЗ около 2570 млн. лет (Barton et al., 1994; van Reenen & Smit, 1996), что отвечает минимальному возрасту метаморфизма гранулитовой фации и развития региональной сланцеватости. Синтектоническое внедрение гранитоидов Сингелеле имело место между 2569+0.3 и 2582.5+0.3 млн.лет назад (Jaeckel et al., 1997) и дает возраст деформаций D2 и метаморфизма М2 в Центральной зоне (Kroner et al., 1998a,b).
Минимальный возраст протолита гранулитового комплекса может быть оценен по времени внедрения анартозитов и лейкогаббро свиты Мессина, которые интрудировали супракрустальный комплекс Бейт Бридж в Центральной зоне на уровне 3250 млн лет (Barton et al.,1983).
Самые молодые тектонические движения, зафиксированные в пределах тектонических зон, ограничивающих ЦЗ с севера и юга, имеют возраст 1970-1984 млн. лет (McCourt & Vearncombe, 1992, Kamber et al.,1995).
    Северная Краевая Зона. Условия гранулитовой фации в СКЗ имели место между 2620 и 2580 млн. лет (Jaeckel et al., 1997). Бергер с соавторами (Berger et al., 1995) определили возраст размещения между 2580 и 2710 млн. лет для шести син-тектонических тел эндербитов/чарноэндербитов СКЗ. Камбер и Биино (Kamber & Biino, 1995) показали что магматическая активность в данной зоне, соответствующая формированию чарноэндербитов, порфировых гарнитов и чарнокитов имела место между 2700 и 2580 млн. лет.
Надвиговые деформации в СКЗ, связанные с эксгумацией гранулитов комплекса Лимпопо датированы по свите порфировых гранитов Рази (2627+7 млн. лет, U-Pb возраст по цирконам, Mkweli et al., 1995), которые интрудировали зону деформаций D2 вдоль северной границы гранулитового комплекса (рис.II.13).
Заключительная стадия размещения гранулитового комплекса Лимпопо контролируется еще двумя важными геологическими наблюдениями. Одно из них - посттектоническая секущая интрузия, представляющая собой спутниковое тело Великой Дайки (Great Dyke, 2460 Ma, Ridley, 1992) в метабазитах СКЗ (рис.II.13). Хорошо сохранившиеся магматические минералы и закалочные каймы вокруг этой дайки свидетельствуют внедрение интрузии на малоглубинном уровне в относительно холодные породы. Другое наблюдение касается пост-тектонических, субвулканических кислых даек комплекса Палмфонтейн, интрудировавших породы ЮКЗ около 2540 млн. лет назад (Barton & van Reenen, 1992).
    Кратон Зимбабве. Возраста зеленых сланцев, гранитов и гнейсов кратона Зимбабве варьируют от 3500 до 2600 млн. лет (de Wit & Ashwal, 1997). Кратон окружен тремя самостоятельными орогеническими поясами: с северо-запада - подвижным поясом Магонди с возрастом деформаций 2000-1800 млню лет; севера и востока - подвижным поясом Зимбабве (1000-500 млн. лет); и с юга - гранулитовым комплексом Лимпопо. Каждая из этих орогений оказала свое влияние на различные части кратона Зимбабве.
Необходимо отметить, что имеется достаточно много разногласий относительно числа и времени высокотемпературных событий в пределах Центральной Зоны. Поскольку данный вопрос напрямую касается времени формирования комплекса Лимпопо как единого целого, обсудим его более подробно. Свидетельства поздне-архейского события в ЦЗ уже обсуждались выше. В одном из ранних геохронологических исследований (Holmes & Cahen, 1957) возраст около 2000 млн. лет, определенный для пород Центральной зоны комплекса Лимпопо, был интерпретирован как время орогении. Дж.Бартон и Д.Д.Ван Ринен (Barton & van Reenen, 1992) детально обсудили возраста от 2050 до 1950 млн. лет, систематически полученные Rb-Sr методом для биотитов из пород как ЮКЗ так и ЦЗ. Эти возраста были интерпретированы авторами как время последнего охлаждения биотита до температур закрытия изотопной системы (320^оC). Многие исследователи (например, Kamber et al., 1995; Barton et al., 1994; Jaeckel et al., 1997; Holzer et al., 1998) опубликовали в последнее время обширные данные по определениям возраста разнообразных метаморфических минералов из пород ЦЗ и южной части СКЗ, демонстрирующие что на рубеже ~ 2000 млн. лет имело место высокотемпературное метаморфическое событие. Важно, однако, что деформации, имевшие место на этом рубеже были значительно слабее более ранних архейских, т.е. метаморфизм был в основном статичным (например, Hofmann et al., 1998). Таким образом, наличие большого числа определений на уровне 2000 млн.лет для Центральной Зоны, не опровергает убедительных геологических и геохронологических доказательств поздне-архейского возраста формирования и размещения гранулитов всего пояса Лимпопо.

Тектоническое строение
Границы пояса Лимпопо представляют собой системы мощных зон пластических деформаций, по которым гранулиты надвинуты на породы кратонов Зимбабве и Каапвааль (рис.II.13-II.15). В ходе этого надвига гранулиты испытали декомпрессию и ретроградный метаморфизм. Низкотемпературные породы кратонов при этом подверглись прогреву со стороны гранулитов и испытали проградный метаморфизм. Такое соотношение получило образное название "эффекта горячего утюга" ("hot iron effect", van Reenen, Smit, 1996).
Данные (рис.II.14), базирующиеся на детальных геоэлектрических, сейсмических и гравиметрических данных подтверждают структурные свидетельства о наличие однотипных ранних деформаций D1, имевщих место до пика метаморфизма в пределах всего пояса Лимпопо. (de Beer & Stettler, 1992; de Wit et al, 1992b; Roering et al, 1992a,b). Деформации D1 в обеих краевых зонах пояса Лимпопо сменились после пика метаморфизма образованием обширной системы надвиговых зон пластических деформаций D2 (Smit, et al 1992).
    Центральная Зона пояса Лимпопо ограничена зонами пластических деформаций глубинного заложения Палала (на юге) и Триангл (на севере) (рис.II.13). Зона Триангл в Зимбабве имеет мощность 35 км и полого падает на юг. Она сложена милонитами с горизонтально ориентированной линейностью, которые формируют непрерывную северную границу ЦЗ (Kamber at al., 1995).         Зона Палала круто падает на север и ее мощность составляет около 10 км. Самые молодые движения по этой зоне имеют взраст 1970-1984 млн лет (McCourt & Vearhcombe, 1992; Kamber et al., 1995).
    В ЦЗ присутствуют три главных последовательных структурных мотива (рис. II.13):
(а) в центральной и северной частях Центральной Зоны наблюдаются крупные округлые и овальные замкнутые структуры закартированные как футлярные мегаскладки (Roering et al, 1992b);
(б) футлярные структуры дополнительно деформированы так называемыми "секущими складками" (Feldtmann et al, 1995), что приводит к сложной интерференционной структуре ЦЗ;
(в) в южной части ЦЗ развиты линейные деформации субширотного направления, наложенные на структуры (а) и (б).
    Центральные оси футлярных складок в ЦЗ круто погружаются в ЮЮЗ направлении, тогда как более молодые "секущие складки" ориентированы на С, ССЗ и имеют пологое погружение, субпараллельное структурам D2 из Северной Краевой Зоны. Как футлярные так и секущие складки интерпретируются как свидетельство интенсивных деформаций в Центральной Зоне (Van Reenen et al, 1990; Roering et al, 1992b; Feldtmann et al, 1995) связанных с коллизией кратонов Каапвааль и Зимбабве. Рядом исследований (de Wit et al., 1992b; Roering et al., 1992b; Smit et al., 1992; Ruygrok, 1992; Treloar & Blenkinsop, 1995) показано, что главные складки и линейные структуры ЦЗ и ЮКЗ развились в ходе этого коллизионного события. Это генеральное север-северо-восточное - юго-юго-западное структурное направление отражено и в низкометаморфизованных породах сопряженных гранит-зеленокаменных областей в виде системы ранних разломов D1 с север-северо-восточным направлением опрокидывания (de Wit et al, 1992c)
    По мнению Хофмана с сотр. (Hofmann et al., 1998) структурная эволюция ЦЗ протекала в течении очень длительного времени. Предполагается, что самые ранние структуры были сформированы на рубеже 3240 млн. лет. Второй структурный эпизод, сопровождавшийся интрузиями протолита гнейсов Сингелеле и Булай, привел к деформированию и смещению ранних структур и, вероятно, был связан с событием D1 в краевых зонах комплекса Лимпопо. Третий деформационный эпизод привел к формированию мелких зон деформаций (shear zones) и складок. Четвертый этап характеризовался образованием мелких зон деформаций и развитием вдоль них процессов парциального плавления на рубеже 2000 млн. лет (Hofmann et al., 1998).
    Краевые зоны пояса Лимпопо отделены от кратонов региональными глубинными зонами пластических деформаций, которые погружаются под гранулиты. Индикаторы направления транспорта материала свидетельствуют о наползании гранулитов на породы кратонов. В пределах зон деформаций среди мигматизированных тоналит-трондьемитовых гнейсов наблюдаются останцы интенсивно деформированных метавулканитов основного и ультраосновного состава и метаосадков (метапелиты и железистые кварциты). Деформационная история краевых зон сходна в том, что в обоих диагносцируются две главные фазы деформации D1 и D2.
    Предпиковая метаморфическая структура D1 ярко выражена во всех высокометаморфизованных породах Южной Краевой Зоны (Smit et al, 1992) и проявлена в некоторых высокометаморфизованных породах в Северной Краевой Зоны (Ridley, 1992). Структура D1 в обоих краевых зонах задана разразненными супракрустальными фрагментами, определяющими сложную складчатую структуру зон (Odell, 1975; Robertson & Du Toit, 1981; Smit et al, 1992).
D1 в обоих краевых зонах сменяется во времени системой широких разветвленных зон пластических деформаций D2. Эти послепиковые метаморфические структуры характеризуются сильно развитой линейностью погружающейся на юго-юго-восток в СКЗ и на северо-северо-восток в ЮКЗ. При этом индикаторы относительного смещения свидетельствуют о южном, юго-западном направлении транспорта материала в ЮКЗ и о северном северо-западном - в СКЗ. В ЮКЗ рассланцевание D2 сечет структуры D1 (рис. II.14), тогда как в СКЗ структуры D1 и D2 имеют общее простирание (рис. II.14) (Van Reenen et al., 1995).
    Южная Краевая Зона отделяется от пород кратона Каапвааль зоной деформаций Хот Ривер мощностью до 5 км и протяженностью более 200 км (de Wit et al, 1992b; McCourt and Van Reenen, 1992; Roering et al, 1992b; Smit et al, 1992; Ruygrok, 1992; Gan & van Reenen, 1995) (рис. II.15). Зона Хот Ривер сформирована в ходе этапа деформаций D2 и имеет зигзагообразный рисунок в плане и разрезе. Она состоит из широтных круто падающих на север деформационных сегментов и сочленяющих эти сегменты субвертикальных меридианальных разломов.
    Cеверная Краевая Зона отделена от кратона Зимбабве региональной зоной деформаций Умлали (рис. II.13) (Rollinson & Blenkinsop, 1995). Зона Умлали падает на юг, характеризуется сильно развитой линейностью, погружающеся на юго-юго-запад, и сформирована в ходе тектонического смещения пояса Лимпопо относительно пород кратона. По некоторым оценкам амплитуда этого смещения по вертикали достигала 15-20 км (Ridley, 1992; Mkweli, Blenkinsop, 1995). При этом породы СКЗ отличаетются от пород кратона как структурой так и более высокой степенью метаморфизма. Центральная часть СКЗ характеризуется умеренно развитой сланцеватостью, субвертикально погружающейся на юго-восток или северо-запад. Формирование подобной сланцеватости связывается с обстановкой субмеридианального сжатия (Rollinson & Blenkinsop, 1995). Для южной части СКЗ напротив характерна пологая сланцеватостью, падающая на юго-восток и ассоциирующая с субгоризонтальной линейностью (Rollinson & Blenkinsop, 1995). Эта сланцеватость постепенно усиливается на протяжении 25 км и становится преобладающей на самой южной границе СКЗ. Северная часть этой 25-километровой зоны носит название зоны Транзишн, а южная - зоны Триангл.     Зона Триангл сложена преимущественно протомилонитами и милонитами, развитыми по породам СКЗ. Милониты характеризуются сильной субгоризонтальной линейностью с постоянным правостороним (по часовой стрелке) направлением смещения (Rollinson & Blenkinsop, 1995).
    Ниже суммированы главные структурно вещественные особенности двух краевых зон пояса Лимпопо (van Reenen, Smit, 1996).
(1) Наличие глубинных зон рассланцевания и деформаций - зоны Хот Ривер на юге и зоны Умлали на севере - с погружающейся линейностью и многочисленными признаками обратного этому погружению смещения материала (James, 1975; Ridley, 1992; Smit et al., 1992; Rollinson & Blenkinsop, 1995), сопровождавшегося надвиганием краевых зон на сопряженные породы кратонов на уровне 2600-2700 млн. лет.
(2) Значительное уменьшение объема реститов зеленокаменных поясов в пределах краевых зон в направлении от сопряженных кратонов.
(3) Сходная метаморфическая эволюция всех доменов пояса Лимпопо. Пик гранулитового метаморфизма был наложен на региональную D1 структуру. Затем была проявлена декомпрессия охлаждение и ретроградный метаморфизм, сопровождавшие D2 надвиг краевых зон пояса Лимпопо на сопряженные породы кратонов (van Reenen et al., 1990, 1995).
(4) Данные по отраженным сейсмическим волнам, магнитные данные, гравиметрические исследования и данные по электропроводности подтверждают наличие надвигового смещения в направлении С-Ю в пределах всего пояса Лимпопо (рис.II.14) (de Beer & Stettler, 1992; de Wit et al., 1992a; Roering et al., 1992a,b). Система разломов D1 с северным опрокидыванием в пределах кратона Каапвааль (рис.II.14) и главные покровные складки сжатия в ЦЗ имеют общее направление транспорта (Roering et al., 1992b) и интерпретируются как связанные с единым тектоническим событием (Roering et al., 1992b; de Wit et al., 1992b).
Структурный облик кратона Каапвааль характеризуется ранней D1 системой разломов с северным опрокидыванием. Н севере кратона вблизи границы с поясом Лимпопо этот структурный план сильно изменен за счет наложения системы разломов D2 с южным опрокидыванием, связанной с надвигом гранулитов Южной Краевой Зоны на породы кратона (рис.II.14). Это привело к ясному структурному несогласию в породах кратона вблизи границы с поясом Лимпопо. Здесь фиксируются рассланцевание и вращение пород зеленокаменных поясов в соответствии с круто падающей на север границей пояса Лимпопо (McCourt, Van Reenen, 1992). Эти деформации сильно отличаются от характерных для ЮКЗ. В ЮКЗ высокометаморфизованные аналоги пород зеленокаменных поясов интенсивно деформированы (растянуты), значительно сокращены в объеме и встречается в виде крайне разрозненных линз в массе гранитогнейсов и мигматитов (рис.II.15). В ходе подъема ЮКЗ ее породы надвигались на породы кратона Каапвааль вдоль круто падающей на север зоны Хот Ривер (рис.II.15). Высокометаморфизованные породы были таким образом надвинуты на низкометаморфизованные, что привело к ретроградным событиям в ЮКЗ и к проградному метаморфизму пород кратона. Геотермобарометрические исследования показали, что вертикальное смещение в пределах зоны Хот Ривер составило около 15 км (Miyano et al., 1990). Значительные смещения фиксируются и вдоль различных зон пластических деформаций (D2) в пределах самой гранулитовой субзоны ЮКЗ (Tsunogae et al., 1992).
    Контакт Северной Краевой Зоны с кратоном Зимбабве характеризуется сходными соотношениями. В зоне Умлали со стороны кратона локализованы зеленокаменные пояса, включающие мощные толщи основных сланцев. На юге поперек этой структуры в СКЗ количество аналогичных по составу пород заметно сокращается. Стиль деформаций метабазитов при этом сохраняется и свидетельствует, что все они были деформированы в ходе единого события, сформировавшего ВСВ структурный план зоны Умлали (Mkweli, Blenkinsop, 1995). Син- и посткинематический метаморфизм свидетельствует, что как СКЗ, так и Кратон Зимбабве подверглись синхронным метаморфическим процессам аналогичным уже описанным для ЮКЗ и кратона Каапвааль. По этой причине пик метаморфизма в породах, сопряженных с СКЗ зеленокаменных поясов приходится на период формирования структур D2 в пределах СКЗ на уровне 2600 млн.лет. Породы самого кратона Зимбабве имеют слабую до умеренной сланцеватость, круто падающую на юго-восток, с проявленной в отдельных случаях погружающейся линейностью (Rollinson & Blenkinsop, 1995).