Р-Т тренды и модель формирования гранулитовых комплексов докембрия

    В Главе II было показано, что процесс эксгумации и размещения гранулитовых комплексов контролируется зонами пластических деформаций (shear zones). Данные структуры значительно расширяются с глубиной (e.g., Sibson, 1977) и в своей верхней части характеризуются хрупкими и полу-пластическими деформациями, протекающими в относительно низкотемпературных условиях (Bell & Etheridge, 1976; Zeck, 1974; Sibson, 1977; White et al. 1980; Hanmer, 1987). В глубинной и более мощной части таких зон, напротив, доминируют процессы пластического течения, протекающие в условиях повышенных температур и давлений (Nicolas & Poirier, 1976; White & Knipe, 1978; Nadeau & Hanmer, 1992). Однако, детальных определений эволюции Р-Т параметров метаморфизма на различных этапах формирования подобных зон до сих пор проведено не было. Это оставляет нерешенным вопрос количественной оценки физических параметров (прежде всего глубины) заложения данных структур при подъеме и размещении гранулитовых комплексов. Для исследования указанной проблемы в настоящем разделе использованы методы микроструктурного анализа в комплексе с минералогической геотермобарометрией. Исследования проведены на примере Южной Краевой Зоны (ЮКЗ) гранулитового комплекса Лимпопо, система зон пластических деформаций в пределах которой (рис. II.15) детально закартирована и изучена структурными методами (Smit & Van Reenen, 1997).
Основные структурные типы пород Южной Краевой Зоны

Рис.III.63

    ЮКЗ сложена системой слабо деформированных тектонических пластин (блоков), разделенных зонами интенсивных пластических деформаций (Smit & Van Reenen, 1997). Тектонические пластины характеризуются регионально развитой гнейсовидностью, слагающей сложную систему ранних D1 складок (Smit & Van Reenen, 1997). Пластины разделены зонами пластических деформаций, сформированными на стадии D2 и сложенными глубинными деформированными породами (сдвиговыми гнейсами) сохраняющими син-кинематические реакционные структуры, связанные с эксгумацией гранулитов (Smit & Van Reenen, 1997). Ряд зон D2 деформаций локально реактивирован с образованием D3 милонитов. С точки зрения метаморфизма (см. раздел III.3) эволюцию пород ЮКЗ можно условно разбить на три стадии. На ранней (M1) стадии были сформированы парагенезисы отвечающие максимальным Р-Т параметрам (пику) метаморфизма (T>820^o, P>7.5 кбар). На более поздней (эксгумационной) стадии образовались разного рода ретроградные рекционные структуры (см. раздел III.2), связанные с понижением температуры и давления при подъеме и охлаждении гранулитов. Наиболее поздняя (пост-эксгумационная) М3 стадия отвечает формированию сухих и гидратированных милонитов в условиях пониженных температур и давлений.

Рис.III.64

    Эволюция Южной Краевой Зоны, таким образом, характеризуется тремя тектоно-метаморфическими стадиями (D1/M1, D2/M2 и D3/M3) и тремя соответствующими структурными типами пород (D1 гнейсы, D2 сдвиговые гнейсы и D3 милониты), которые особенно четко фиксируются для метапелитов (рис.III.63).
    D1 гнейсы (рис.III.63 а) слагают слабо деформированные тектонические пластины. Глиноземистые разности этих пород представлены бурыми, крупнозернистыми гранобластическими и порфиробластическими породами с хорошо проявленной гнейсовидностью, подчеркнутой мигматитовыми сегрегациями и мелкими D1 мезоскладками. Несмотря на свою отчетливую гнейсовидность, D1-гнейсы почти не содержат петрографических признаков ранних (D1) деформационных событий, что рассматривается как результат интенсивной перекристаллизации на пике гранулитового метаморфизма (Van Reenen, 1986; Stevens & Van Reenen, 1992). Реакционные микроструктуры в D1-гнейсах часто свидетельствуют о протекании декомпрессионных реакций разуплотнения и замещении раннего граната новообразованными кордиеритом и ортопироксеном (Van Reenen 1983; Stevens & Van Reenen 1992; Perchuk et al. 1996, Smit &Van Reenen, 1997). В результате этого породы содержат значительное число коронарных и симплектитовых структур, где реликты ядер раннего граната окружены радиальным агрегатом червеобразного Opx в Crd матрице. Степень замещения раннего граната зависит от валового Mg/Fe отношения породы: в то время как гранат сохраняется в относительно железистых метапелитах (X_Mg<0.70), он полностью замещен в магнезиальных (X_Mg>0.70) (Smit & Van Reenen, 1997; Van Reenen, 1983). Изометричные очертания коронарных структур (Smit & Van Reenen, 1997) в D1-гнейсах показывают, что декомпрессионные реакции протекали без заметных сдвиговых деформаций этих пород в ходе эксгумации гранулитового комплекса. Это возможно в том случае, когда смещение, сопровождающее подъем гранулитов было локализовано в зонах D2 деформаций а внутренние части тектоничеких пластин перемещались в статичном (без значительного относительного смещения пород) состоянии. Определения абсолютного возраста U-Pb методом по монацитам из D1 гнейсов (метапелитов) ЮКЗ показали что пик метаморфизма имел место на уровне 2691+7 млн.лет (Kreissig et al., 1999).
    D2-гнейсы (сдвиговые гнейсы) (рис.III.63 б) слагают зоны пластических сдвиговых деформаций D2. Глиноземистые разности D2-гнейсов представлены среднезернистыми тонкополосчатыми породами, слагающими прерывистые разобщенные фрагменты в пределах сдвиговых зон (Smit & Van Reenen, 1997) . Они характеризуются минеральными ассоциациями и реакционными структурами, которые очень похожи на сохранившиеся в D1-гнейсах. Однако, геометрический облик реакционных структур в D2-гнейсах свидетельствует об их формировании в результате синкинематических метаморфических процессов, сильно отличавшихся от статических явлений в D1-гнейсах. Это ясно демонстрируют образец CA2 (X_Mg>0.70) (рис.III.64 а), где храктерная сдвиговая D2 структура определяется многочисленными ориентированными Opx+Crd коронами специфической ассиметричной (сигмоидной) формы. Исходный гранат в этих структурах полностью замещен (Van Reenen, 1983) мелкозернистым Crd и ориентированными червеобразными зернами Opx (Smit & Van Reenen, 1997). В некоторых случаях в ходе D2 деформаций в подобных структурах образуется новый гранат (см. Grt₂ на рис. III.64 б). Максимальный возраст D2 деформаций пород ЮКЗ в условиях гранулитовой фации определен по времени развития проградного кианита (2672+12 млн.лет, Kreissig et al., 1999) в породах из подошвенной части зоны деформаций Хот Ривер, заложенной в ходе надвига гранулитов на породы кратона Каапвааль (Roering et al., 1992a). Этот возраст согласуется со временем размещения не деформированных чарнокитоидов плутона Маток (2671+8 млн. лет, Kreissig et al., 1999). Минимальный возраст D2 деформаций в условиях амфиболитовой фации определен по времени развития ретроградного амфибола (~2630 млн. лет, Kreissig et al., 1999).
    D3-милониты (рис.III.63 в) связаны с реактивацией сдвиговых зон D2 в пределах ЮКЗ (Smit & Van Reenen, 1997) и с развитием региональной сдвиговой зоны Палала с возрастом 2000 млн. лет (McCourt & Vearncombe, 1992), которая ограничивает ЮКЗ на севере (рис. II.13). Милонитовые структуры в реактивированных сдвиговых зонах D2 явно наложены на структуры D2-гнейсов (Smit & Van Reenen, 1997). Реактивация сдвиговых зон D2 в пределах ЮКЗ почти всегда ассоциирует с гидратацией пород и ретроградными изменениями, так что более ранние высокотемпературные парагенезисы D2-гнейсов в милонитах почти не сохраняются. Эта реактивация проходила позднее размещения гранитов Палмфонтейн (~2450 млн.лет, Barton et al., 1983). Милониты с линзовидными недеформированными реликтами гранулитовых ассоциаций широко проявлены в пределах зоны Палала. Эта мощная (до нескольких километров шириной) зона деформаций сечет граниты комлекса Бушвельд и, следовательно, моложе 2000 млн. лет.
    Для определения возможного интервалов Р-Т условий D1, D2 и D3 тектонических событий пять представительных образцов из перечисленных структурных типов пород были подвергнуты детальному микроструктурному и термобарометрическому анализу. Места отбора образцов показаны на рис.II.13, II.15 а их минеральные ассоциации перечислены в таблице III.1. Составы минералов и Р-Т параметров их равновесий даны в таблице III.3.
Микроструктуры и Р-Т тренды
    Ретроградные Р-Т тренды D1- и D2-гнейсов были выведены на основе химической зональности Grt, Crd и Орх из реакционных структур, связанных с эксгумацией гранулитов ЮКЗ. Были использованы как смещенные, так и обменные равновесия между фазами, что позволило одновременно рассчитывать температуру и давление для исследованных образцов через составы минералов. Температуры минеральных равновесий были определены с ипользованием Grt-Crd (Perchuk, 1989, 1990) и Grt-Opx (Perchuk & Lavrent'eva, 1990) геотермометров а давления - при помощи согласованных Grt-Opx-Crd-Qtz (реакции 5 и 2 в таблице I.2) и Grt-Sil-Crd-Qtz (реакции 1 и 2 в таблице I.2) геобарометров. Температуры формирования D3-милонитов были рассчитаны по Grt-Bt геотермометру (Perchuk, 1990).
    D1-гнейсы. В глиноземистых D1-гнейсах ЮКЗ представлены два типа реакционных структур (см. раздел III.2, Perchuk et al., 1996; Smit & Van Reenen, 1997):
1. Структуры разложения граната - короны и симплектиты Crd+Opx (рис.III.22 а, в), развитые на контакте Grt и Qtz за счет реакции III.2.2.

2. Структуры роста граната. Было обнаружено два типа таких структур
    - атолловый гранат с включениями кварца, развитый за счет ассоциации Crd+Opx (рис.III.28 а). Этот тип структур образуется за счет реакции III.2.6

    - Grt-Sil-Qtz реакционные структуры, образованные за счет кодиерита по реакции III.2.5

Рис.III.65

которые диагносцируются по тонкозернистым сросткам скелетных кристаллов граната и игольчатого силлиманита (рис.III.26 в, г).
    Надо отметить, что структуры роста новообразованного М2 граната (реакции III.2.5 и III.2.6) являются более поздними по отношению к структурам разложения раннего магнезиального М1 граната (реакция III.2.2) и часто развиты за счет продуктов этого разложения (рис.III.28 а).
    Образец DR45 представляет крупнозернистые порфиробластические Grt-Opx глиноземистые D1-гнейсы, которые обнажаются в самом северном блоке ЮКЗ (рис. II.15). Образцы из этого блока всегда характеризуются относительно низкой степенью замещения раннего магнезиального граната (рис. III.22 в) (Van Reenen, 1983) и отсутствием структур роста новообразованного граната в метапелитах. Сланцеватость в образце DR 45 отсутствует.
    В образце DR 45 достаточно ясно наблюдаются следы ранних син-D1 деформационных микроструктур. Магнезиальные ядра изометричных порфиробластов М1 граната содержат мелкие удлиненные ориентированные син-D1 включения плагиоклаза и кварца (рис. III.65 а). Ориентировка этих включений в различных зернах граната согласуется между собой в пределах всего образца и отвечает удлинению зерен первичного М1 высокоглиноземистого син-D1 ортопироксена (рис. III.65 б). Такой ортопироксен в ряде случаев окружен каймами пост-D1 магнезиального М1 граната без включений (рис. III.65 в). Составы центральных частей Grt и Opx (рис. III.65 а,·б) отвечают пику метаморфизма (850^оC, 8.5 кбар) для ЮКЗ (см. раздел III.2, Perchuk et al., 1996). Оценки температур метаморфизма, полученные по этим составам с использованием Grt-Opx геотермометра (Perchuk & Lavrent'eva, 1990) колеблются в пределах 820-870^оС (табл. III.3). Таким образом, ранние син-D1 структуры, сохранились только в виде ориентировки зерен ортопироксена и включений в ранних магнезиальных ядрах гранатов. Эти структуры могли быть сформированы в ходе поздней допиковой метаморфической истории гранулитов. Процесс их формирования явно предшествовал развитию кайм бедного включениями пост-D1 граната (рис. III.65 а). Рост последнего был приурочен к ранней постпиковой метаморфической стадии и отвечал замещению высокоглиноземистого Opx гранатом (рис.III.65 в, см также разде III.3) по реакции

Рис.III.66

Эта реакция, вероятно, контролировалась постпиковым остыванием пород в интервале температур 870-820^оC по данным Opx-Grt геотермометрии (рис. III.54 д).
    За формированием этих ранних деформационных и реакционных структур последовало развитие обычных декомпрессионных коронарных М2 структур вокруг граната (рис.III.65 а-г). Порфиробласты граната окружены 100-1000 мкм Opx-Crd сростками (рис.III.65), которые также выполняют трещины секущие зерна граната (рис.III.65 г). Не деформированные очертания коронарных структур и отсутствие смещения фрагментов граната этих трещин говорит об отсутствии свиговых деформаций породы в ходе декомпрессии на стадии М2. Кордиерит иногда формирует мелкие (300-1000 мкм) зерна внутри коронарных структур. Зональность граната, кордиерита и ортопироксена от центров к контактам этих минералов показана на рис.III.54 а-в. Р-Т тренд, рассчитанный по составам Grt, Opx, и Crd для этой стадии метаморфической эволюции образца DR-45 (рис.III.54 г, д) отражает значительный подъем и охлаждение породы.
    Образец DV101 представляет D1-гнейсы одного из южных блоков ЮКЗ (рис. II.15). Глиноземистые гранулиты из южных блоков характеризуются высокой степенью разложения раннего магнезиального граната (рис. III.66 а) (Van Reenen, 1983) и широким развитием реакционных структур роста новообразованного граната. Образец представлен Grt-Opx метапелитом без сланцеватости и видимой ориентировки зерен минералов. Он характеризуется специфической псевдопорфиробластической структурой, в которой Opx-Crd сростки (иногда со шпинелью) определяют контуры полностью замещенного раннего (М1) граната. Не ориентированные Crd-Opx симплектиты, являющиеся продуктами распада первичных М1 Grt и Qtz на стадии М2, обрастают новообразованным атолловым М2 гранатом (рис.III.66 a) как результат протекания реакции III.2.6. Скелетный М2 гранат и тонкие Grt+Qtz+Sil сростки формируются на контакте атоллового граната с зернами матричного плагиоклаза (рис.III.66 б) и кордиерита (рис.III.66 в), соответственно. Рост идиоморфных (<100 мкм) кристаллов M2 граната в кордиерите также очень характерен для данного образца (рис.III.66 г), отражая его рост по реакции рис.III.2.5. Рисунок рис.III.27 демонстрирует зональность сосуществующих Grt и Crd. Видно, что в то время как состав новообразованного М2 граната остается практически постоянным, кордиерит характеризуется значительным увеличением X_Mg в сторону контакта с гранатом. Как было показано в разделе III.3, такие соотношения отвечают условиям субизобарического охлаждения породы.
    Таким образом, в гранулите DV101 на стадии М2 зафиксированы два последовательных этапа его Р-Т истории, которые характеризуются различными типами реакционных структур:

- полное разложение раннего М1 граната в соответствии с реакцией III.2.2 и формиро вание на его месте Opx-Crd симплектитов с неориентированными зернами Opx (рис.III.66 a) в ходе этапа декомпрессионного охлаждения после пика метаморфизма (рис.III.58),
- рост новообразованного атоллового и идиоморфного М2 граната и Grt+Sil+Qtz сростков (рис.III.66 а-г) в ходе этапа субизобарического остывания (рис.III.58).
Обе эти стадии в образце DV101 протекали при отсутствии сдвиговых деформаций.

Рис.III.67

    D2-гнейсы. Два типа реакционных М2 структур, описанных для D1 гнейсов, проявлены и в глиноземистых D2 гнейсах Южной Краевой Зоны. При этом необходимо подчеркнуть два важных свойства этих структур в D2-гнейсах:
1. Коронарные структуры декомпрессионного охлаждения были либо непосредственно сформированы в ходе сдвиговых деформаций D2 (Smit & Van Reenen, 1997), либо просто деформированы в ходе этого процесса. Подобные структуры часто сложены Opx-Crd сростками без реликтов раннего магнезиального М1 граната, отражая очень высокую степень его разложения на стадии декомпрессионного охлаждения.
2. Структуры субизобарического охлаждения, определяющие рост новообразованного М2 граната по реакциям III.2.5 и III.2.6, развиты довольно широко и отражают синкинематическое изменение условий метаморфизма (Smit & Van Reenen, 1997).
Благодаря аналогичности протекавших реакций, синкинематическая эволюция D2-гнейсов может быть прямо сопоставлена с эволюцией D1-гнейсов, характеризовавшейся отсутствием деформаций в ходе эксгумации.

Рис.III.68

    Образец PET1 представляет собой сильно сланцеватый D2 гнейс, сложенный Grt, Crd, Sil, Bt, Pl, Kfs, Qtz и Opx. Opx (X_Mg=0.60, X_Al=0.055) наблюдается в виде крупных зерен в Qtz-Kfs-Pl матрице породы и не сосуществует с Sil+Qtz. Сланцеватость определена присутствием крупных удлиненных порфиробластов новообразованного син-D2 граната (рис. III.67 а), заполненного ориентированными включениями син-D2 силлиманита и кварца (рис. III.67 б). Реликтовый кордиерит, заключенный в новообразованном гранате является характерным свойством данного образца (рис. III.67 a, б). Этот кордиерит характеризуется присутствием включений раннего Sil, ориентированного параллельно линейности D2 (рис. III.67 в). Идиоморфные кристаллы граната (рис. III.67 в, г), отражающие его рост по реакции (III.2.5), идентичны описанным для образца DV101 (рис. III.66 в, г). Важное наблюдение касается ориентировки Sil: центральные части граната содержат включения син-D2 Sil, ориентированные параллельно структурам D2 (рис. III.67 б), а не содержащие включений краевые части окружены не ориентированными иглами пост-D2 Sil (рис.67 в, г). Это отражает переход от синкинематического к посткинематическому этапу в ходе метаморфической эволюции образца PET1 на стадии М2.

Рис.III.69

    Детальное микроскопическое изучение реакционных структур показывает, что рост граната контролируется реакцией (III.2.5). Это заключение согласуется с результатами микрозондовых исследований зональности новообразованного граната с включениями реликтового кордиерита (рис. III.68 а). В то время как X_Mg кордиерита систематически растет от центров к краям, X_Mg граната лишь незначительно варьирует в пределах 0.37-0.38 или слабо растет до X_Mg=0.39-0.40 в сторону контактов с кордиеритом. Как было показано в разделе III.3, такие соотношения отвечают росту граната в условиях субизобарического охлаждения породы.Рисунок III.68 б представляет P-T тренд для образца PET1, рассчитанный на основе составов Grt и Crd, сосуществующих в ассоциации с Sil и Qtz. Высокотемпературная (750-630^оC) часть этого P-T тренда расчитана по составам син-D2 ядер гранатов (рис. III.67 б) и отвечает условиям значительных сдвиговых деформаций. Низкотемпературная (<630^оC) часть P-T тренда рассчитана с использованием составов краевых зон граната и кордиерита с неориентированными включениями пост-D2 Sil (рис. III.67 в, г). Составы краевых зон граната и кордиерита, вероятно, отвечают пост-кинематической (пост-D2) эволюции породы, сходной с эволюцией образца DV101.

Рис.III.70

    Образец CAPR7 (Smit & Van Reenen, 1997) представляет собой синкинематический аналог образца DV101, описанного выше. Ранний магнезиальный М1 гранат в этом образце был полностью замещен тонкозернистым кордиеритом и червеобразным ортопироксеном (рис. III.69 a) в ходе ранней стадии подьема и декомпрессионного охлаждения гранулитов. Эти Crd-Opx сростки формируют коронарные структуры характерной ассиметричной (сигмоидной) формы, которые определяют сдвиговую D2 сланцеватость породы. Для данного образца также характерен, последующий рост новообразованного атоллового М2 граната, замещающего ранний симплектитовый кордиерит и ортопироксен в сигмоидных реакционных структурах (рис. III.69 б). В некоторых случаях гранат встречается в виде крупных М2 порфиробластов (рис. III.69 в), первичная атолловая природа которых подтверждается как включениями реликтового кордиерита в центральной части Crd, так и специфической химической зональностью (рис. III.70 а). Grt-Sil-Qtz сростки и мелкие идиоморфные кристаллы граната (рис. III.69 г), идентичные описанным в образце DV101, характеризуют позднюю стадию метаморфической эволюции. Соотношения между составами Grt и Crd показаны на рисунке рис. III.70 а. Как гранат, так и кордиерит характеризуются повышением X_Mg к краям зерен.

Рис.III.71

    На рисунке III.70 б приведен P-T тренд для образца CAPR7, рассчитанный на основе составов сосуществующих Grt, Crd и Opx. Grt-Crd-Opx-Qtz и Grt-Crd-Sil-Qtz геотермобарометры были использованы для расчета P-T параметров, соответственно, начальной и конечной стадии роста отоллового граната. Расчетный интервал P-T параметров аналогичен рассчитанному для образца PET1, отражая сходную термодинамическую и деформационную историю D2-гнейсов. Ранняя декомпрессионная история (рис. III.70 б) D2-гнейсов была в значительной степени затерта в ходе более позднего син-D2 этапа связанного с субизобарическим остыванием. По этой причине трудно однозначно установить наличие либо отсутствие сдвиговых деформаций в D2 гнейсах на ранней М2 стадии их декомпрессионного охлаждения после пика метаморфизма.

D3-милониты
    Образец DV123 из сдвиговой зоны Палала, ограничивающей ЮКЗ с севера (McCourt & Vearncombe, 1992), характеризуется присутствием реликтовой гранулитовой ассоциации (Grt+Opx+Bi+Pl+Qz), которая была затем деформирована (< 2000 млн. лет) в безводных условиях с образованием четкой милонитовой структуры (рис. III.71 a). Кварц образует тонкие (мощностью до 100-300 мкм), синтектонические прослои и линзы (ленточный кварц), которые определяют милонитовую структуру породы (рис. III.71 б). Pl, Bt и особенно Qtz, демонстрируют относительно пластичный (ductile) стиль деформаций, тогда как деформации граната явно являются хрупкими (brittle) (рис. III.71 в, г). Процесс милонитизации ведет к деструкции краевых зон порфиробластов граната (рис. III.71 в, г), которые наблюдаются как обломки перемешанные с тонкозернистым материалом син-D3 (high strain) матрицы. Домилонитовая структура изредка сохраняется в недеформированных до-D3 (low strain) зонах в тектонических тенях порфиробластов граната (рис. III.71).

Рис.III.72

    Ядра порфиробластов граната демонстрируют относительно постоянный состав с X_Mg=0.4 и X_Ca=0.03, тогда как их каймы характеризуются заметным снижением магнезиальности (рис. III.72 а). Диаграммы б и в рисунка III.72 представляет результаты детального микрозондового исследования составов граната и биотита из до-D3 (недеформированных) и син-D3 (деформированных) структурных зон. Хорошо видно, что деформированные зоны содержат относительно железистые гранаты (рис. III.72 б). Очевидно, что это в значительной мере связано с разрушением краевых зон граната в ходе милонитизации. Однако края фрагментов граната в деформированных структурных зонах изредка представлены железистыми составами (X_Mg=0.25-0.30), которые не обнаружены при анализе краев порфиробластов граната в недеформированных зонах. Эти железистые составы, вероятно, сформированы в ходе процесса милонитизации при относительно низких температурах. Данное предположение согласуется с анализом биотитов (рис. III.72 в), который показал присутствие магнезиальных составов (X_Mg>0.70) в пределах милонитизированной матрицы породы. На диаграмме г рисунка III.72 представлены результаты расчета температур Grt-Bt равновесий в образце DV123. Видно, что процесс милонитизации, идущий с разрушением граната, отвечает температурам J600^оC, тогда как температуры порядка 650^оC отвечают формированию самых внешних зон порфиробластов граната в ходе ретроградного метаморфизма гранулитов.

            Суммирование и интерпретация результатов.
    Текстурные и петрологические особенности D1-гнейсов Южной Краевой Зоны включают:
    (i) наличие реликтовых син-D1 тектонических микроструктур, сохранившихся в виде ориентировки включений в магнезиальных ядрах порфиробластов граната и ориентировки раннего глиноземистого ортопироксена. Отсутствие ранней D1 сланцеватости в породах связано с интенсивной перекристаллизацией минералов в условиях пика метаморфизма (M1) при температурах порядка 850^оC.
    (ii) отсутствие син-D2 тектонических структур, сопровождающих развитие ретроградных реакционных структур при подъеме и охлаждении гранулитов (в особенности при температурах <750^оC в ходе формирования D2 зон пластических деформаций). Это может объясняться локализацией смещения на стадии D2 в пределах достаточно узких D2 зон. Внутренние части тектонических пластин, сложенные D1-гнейсами перемещались при этом без значительных сдвиговых деформаций.
    2. Текстурные и петрологические особенности D2 гнейсов Южной Краевой Зоны включают:
    (i) отсутствие син-D1 тектонических структур. Это объясняется полным разложением ранних М1 минеральных ассоциаций в изученных образцах и интенсивными сдвиговыми D2 деформациями, сопровождавшими ретроградную историю пород.
    (ii) слабая проявленность тектонических структур, сопровождавших декомпрессионное охлаждение гранулитов при T>750^оC. Это может объясняться либо затиранием таких структур интенсивными сдвиговыми деформациями на более поздней стадии подъема и охлаждения гранулитов при T<750^оC, либо отсутствием значительного сдвига в породах на ранней стадии подъема и охлаждения. В последнем случае формирование зон D2 пластических деформаций может быть связано с постепенной пространственной локализацией (например, Теркот и Шуберт, 1985) сдвига при снижении пластичности гранулитов в ходе их остывания. Подъем пород на ранней стадии мог сопровождаться однородными деформациями всего гранулитового комплекса (например, за счет возникновении региональной купольной структуры).
    (iii) развитие синкинематических (син-D2) тектонических структур сопровождается развитием реакционных структур субизобарического охлаждения при температурах 750-630^оC. Деформации пород сопровождались ростом новообразованных минералов. Индикаторы сдвига при этом показывают наличие значительного вертикального смещения (Smit & Van Reenen, 1997) материала по зонам D2 деформаций. Рост минералов в ходе такого смещения говорит о химической природе ползучести, обусловленной динамической кристаллизацией новообразованых минералов в направлении смещения. Это, вероятно, отвечает диффузионному механизму ползучести, т.е. внутрикристаллической и межзерновой диффузии компонетов в направлении деформационного гранспорта (например, Теркот и Шуберт, 1985; Knipe, 1989).
    (iv) реакционные микроструктуры, сформированные на стадии M2 в D1- и D2-гнесах близкого валового состава, аналогичны и характеризуют один и тот же интервал P-T параметров (сравнить, рисунки для образцов DV101, PET1, CAPR7).
    3. Текстурные и петрологические особенности D3-милонитов Южной Краевой Зоны включают:
    (i) отсутствие синдеформационных реакционных структур.
    (ii) хрупкое разрушение граната, сопровождающееся пластичными деформациями Pl, Bt и, особенно, Qtz. Последние, вероятно, отвечают дислокационному механизму ползучести, т.е. динамической перекристаллизации минералов в ходе миграции дислокаций в направлении деформационного транспорта (например, Теркот и Шуберт, 1985; Knipe, 1989).
    (iii) низкие температуры (<600 ^оC) в ходе милонитизации, отвечающие условиям эпидот-амфиболитовой фации метаморфизма, наложенным на ассоциации горанулитовой фации. С учетом Р-Т трендов, полученных для гранулитов комплекса Лимпопо в предыдущем разделе такие температуры отвечали давлениям <5 кбар.
    Структурные различия между сдвиговыми гнейсами и милонитами Южной Краевой Зоны комплекса Лимпопо (Smit & Van Reenen, 1997) в первую очередь связаны с различиями в P-T параметрах при их формировании. Сдвиговые гнейсы были сформированы в пределах зон D2 пластичеких деформаций на нижнем коровом уровне (~19-23 км) в ходе ретроградной М2 стадии метаморфизма гранулитовой фации (T=750-630^оC; P=5.5-6.5 кбар). Милониты в свою очередь были сформированы на верхне-коровом уровне (<15 км) при T<600^oC и P<5 кбар (эпидот-амфиболитовая фация).
    Тектоно-метаморфической эволюции Южной Краевой Зоны гранулитового комплекса Лимпопо, выявленная в ходе представленного исследования суммирована в таблица III.3.6.