ВЛИЯНИЕ МОЩНОСТИ ОКЕАНИЧЕСКОЙ КОРЫ НА СТИЛЬ СУБДУКЦИИ В РАННЕМ ДОКЕМБРИИ ПО РЕЗУЛЬТАТАМ ЧИСЛЕННОГО ПЕТРОЛОГО-ТЕРМОМЕХАНИЧЕСКОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ

1. ВВЕДЕНИЕ

Зоны субдукции – области глобального развития магматизма, метаморфизма и метасоматоза. Время возникновения и режимы субдукции на ранних этапах развития Земли остаются дискуссионными [Lobkovsky et al., 2004; Gerya, 2014; Brown et al., 2020; Perchuk et al., 2025b]. При этом субдукционная гипотеза рассматривается как одна из основных для объяснения формирования континентальной коры и алмазоносных мантийных килей под континентами (например [Martin et al., 2005; Liu et al., 2010; Shchipansky, 2012; Tang et al., 2016]). Для тестирования различных геодинамических гипотез корообразования в настоящее время широко применяется численное геодинамическое моделирование [Trubitsyn et al., 2007; Korobeynikov et al., 2008; Dobretsov, 2010; Sizova et al., 2010; Trubitsyn, 2019; Rebetskiy, 2020; Lobkovsky et al., 2021; Kirdyashkin et al., 2021; Perchuk et al., 2021; Zakharov et al., 2024].

При моделировании современной субдукции океаническая кора, как правило, задается мощностью около 7 км, что является достаточно представительным для океанических литосферных плит, заходящих в зоны субдукции [Syracuse et al., 2010; Trubitsyn, 2019]. Это, однако, не исключает существования более мощной коры в зонах развития океанических платобазальтов или утоненной коры в зонах низкоскоростного спрединга [Bown, White, 1994; Su et al., 1994; Dubinin et al., 2013; Zhou et al., 2020].

Повышенная температура мантии в докембрии [Labrosse, Jaupart, 2007; Herzberg et al., 2010] должна приводить к увеличению глубины и степени частичного плавления перидотитов в зонах спрединга, а значит – к образованию более толстой океанической коры [Weller et al., 2019; Arndt, 2023]. Вследствие этого в численных моделях обычно закладывается увеличение мощности океанической коры пропорционально росту потенциальной температуры мантии [Perchuk et al., 2023, 2025b; Zakharov et al., 2024] до 24.3 км для архейской мантии [Weller et al., 2019]. Стоит отметить, что такие значения мощности коры имеют теоретический характер и предполагают выплавку океанической коры из лерцолитовой (т.е. слабодеплетированной) мантии. Вместе с тем значительные области перидотитов верхней мантии в раннем докембрии могли иметь повышенное деплетирование [Davies, 2006; Davies, 1999; Korenaga, 2013; Perchuk et al., 2021], в силу чего могли формироваться участки утоненной (для условий того времени) океанической коры. Кроме того, изменения мощности коры в докембрии могли быть связаны с региональными вариациями температуры мантии и скорости спрединга, что еще больше расширяет диапазон возможных вариаций мощности раннедокембрийской коры.

В данной статье на основе численного петролого-термомеханического моделирования систематически изучается влияние мощности океанической коры на режим субдукции и сопряженную с ним магмогенерацию на ранних стадиях развития Земли.

2. МЕТОДЫ

Авторами проведено численное 2D-моделирование субдукции океанической плиты под континентальную с использованием кода I2VIS [Gerya, Yuen, 2003] для термомеханического и петрологического моделирования геодинамических процессов, модифицированного для решения задач данного исследования. Ниже приводятся лишь основные составляющие модели; более подробные сведения, решаемые уравнения и вещественные параметры можно найти в работах [Perchuk et al., 2023; Zakharov et al., 2024].

В моделях рассматривается деформация вязкопластической среды под действием приложенных тектонических сил. Уравнения движения и сохранения массы и энергии в вязкопластической среде решаются в конечных разностях на недеформируемой разнесенной сетке с использованием метода лагранжевых маркеров в ячейке. Учитываются массовые силы, связанные с тепловыми и химическими неоднородностями, эффекты адиабатического сжатия/расширения и вязкого трения, влияние фазовых переходов, в том числе частичного плавления, миграция флюидов и расплавов. Причиной конвергенции в моделях является постоянная горизонтальная скорость движения субдуцирующей океанической плиты, которая задана в ее литосферной части.

В модели рассматривается деплетированная мантия – обедненный расплавом слой верхней мантии, который образовался в спрединговом хребте в результате декомпрессионного плавления и извлечения расплава при формировании океанической коры и который вследствие этого обладает относительной плавучестью и тугоплавкостью. Деплетирование мантии рассчитывается в соответствии с параметризованными условиями частичного плавления перидотита [Katz et al., 2003] (рис. 1). Степень деплетирования и плотность мантии менялись в океанической плите в зависимости от потенциальной температуры мантии T_p. В моделях рассмотрены варианты T_p=1450–1550 °C, т.е. выше современной на ∆T=T–T_совр=150–250 °C, что соответствует условиям от архея до неопротерозоя, адиабатический градиент принят 0.5 °С/км (рис. 1).

Термомеханическая граница литосферы и астеносферы проводится по изотерме 1300 °С [Turcotte, Schubert, 2014]. Океаническая геотерма определена по модели остывания плиты [Turcotte, Schubert, 2014] с мощностью 95 км для возраста океанического дна 40 млн лет, континентальная – по кусочно-линейной модели для мощности континентальной литосферы 80 км.

Океаническая кора состоит из слоя осадков, под которым лежит слой гидротермально измененных базальтов с реологией влажного кварцита, подстилаемого слоем габброидов с реологией плагиоклаза [Ranalli, 1995]. Мощность океанической коры, формирующейся в зонах спрединга, зависит от степени плавления перидотитов мантии при их подъеме к поверхности (декомпрессионное плавление). В раннем докембрии повышенные температуры мантии приводили к увеличению степени плавления перидотитов, а также к расширению диапазона глубин, на которых происходил этот процесс. Влияние потенциальной температуры мантии на мощность новообразованной океанической коры было детально исследовано в работе [Weller et al., 2019], и результаты использовались для задания начальных условий в наших моделях.

Континентальная кора мощностью 40 км состоит из трех слоев: верхней коры (мощность h=15 км) кислого состава с реологией влажного кварцита; средней коры (h=15 км) кислого состава с реологией плагиоклаза; нижней коры (h=10 км) основного состава с реологией плагиоклаза. Плотность (при нормальных условиях) фельзитовых слоев коры 2700 кг/м³, базитовых – 3000 кг/м³, далее они меняются в соответствии с PT-условиями (подробнее см. в работах [Perchuk et al., 2023; Zakharov et al., 2024]).

Важным элементом модели является дискретная эклогитизация слоев океанической коры – меньшая кинетическая задержка эклогитизации в водосодержащем базальтовом слое, по сравнению с более сухим нижележащим габбровым слоем [Perchuk et al., 2023]. Раcчеты выполнялись для модели с дискретной эклогитизацией, в которой задавались диапазоны температуры прохождения эклогитового перехода 450–650 и 600–800 °С для базальтового и габбрового слоев океанической коры соответственно [Perchuk et al., 2023; Zakharov et al., 2024].

Для выявления влияния мощности океанической коры на особенности субдукции для каждого варианта потенциальной температуры мантии выполнена серия численных 2D-экспериментов для толстой (18–24 км) и для тонкой (7 км) докембрийской океанической коры. Мощность толстой коры h_oc при разных ∆T принималась в соответствии с данными [Weller et al, 2019], тонкой коры – в соответствии с современными значениями. Для моделей при ∆T=150 °C мощность коры h_oc варьировалась от 18 до 7 км, при ∆T=200 °C h_oc – от 20 до 7 км, при ∆T=250 °C – от 24 до 7 км.

3. РЕЗУЛЬТАТЫ МОДЕЛИРОВАНИЯ

Результаты численных экспериментов по моделированию субдукции под континент одинаковой продолжительности (около 20 млн лет от начала моделирования) для разной мощности коры и потенциальной температуры мантии представлены на рис. 2, 3, 4, 5.

При ∆T=150 и 200 °C и мощной океанической коре – 18 и 20 км соответственно (см. рис. 2, а, в) – реализуется режим пологой субдукции, в ходе которой слэб пододвигается под континентальную плиту на сотни километров, при этом происходит значительная гидратация и серпентинизация мантийного клина. По мере погружения слэба в мантию происходит постепенная эклогитизация океанической коры при достижении соответствующих PT-условий для базальтового и габбрового слоев (см. рис. 3) и утяжеленная фронтальная часть слэба отгибается вниз (см. рис. 2, а, в, рис. 3, а). Субдукция сопровождается периодическими отрывами фронтальной субвертикальной эклогитизированной части слэба, которые накапливаются в переходной зоне мантии. Во время кратковременных эпизодов, когда передовая часть слэба под действием эклогитизации отгибается вниз и отрывается, происходит частичное плавление слэба, приводящее к образованию небольших объемов кислых магм на большом удалении от желоба. Этот процесс подробно описан в работе [Perchuk et al., 2023].

В численных экспериментах с тонкой океанической корой, 7 км при ∆T=150 °C (см. рис. 2, б) и ∆T=200 °C (см. рис. 2, г), океаническая плита лишь первые 10 млн лет погружается полого (под углом 30–45°), после чего угол падения быстро (в течение 1–2 млн лет) увеличивается до почти вертикального. После ~14 млн лет начинается откат слэба и поднятие горячей астеносферной мантии, что приводит к растяжению активной окраины и формированию задугового бассейна. Этот процесс сопровождается обильным кислым магматизмом, базитовый магматизм развит в значительно меньшем объеме, чем кислый. Для модели при ∆T=200 °C (см. рис. 2, г) развитие происходит по тем же стадиям, но с небольшим (1–2 млн лет) запаздыванием по отношению к модели при ∆T=150 °C.

При ∆T=250 °C и мощной океанической коре – 24 км (см. рис. 2, д, рис. 3, в) – реализуется режим пологой субдукции, в целом схожий с результатами для моделей с ∆T=150 и 200 °C, но отличающийся от последних значительно меньшим продвижением слэба под континент и более частыми отрывами его небольших фронтальных фрагментов, а также значительной деформацией континентальной коры над его отвисающей частью.

Введение в модель тонкой (для докембрийских условий) океанической коры мощностью 7 км при ∆T=250 °C (см. рис. 2, е) приводит к развитию режима пологой субдукции с ровной геометрией слэба и углом погружения 15–20°, выдерживаемого под континентальной плитой на расстоянии до 1000 км. Следует отметить, что разные режимы крутой и пологой субдукции возникают при одном и том же начальном угле падения ослабленной зоны, вдоль которой зарождается субдукция в численном эксперименте, что требует дальнейшего систематического изучения [Li et al., 2011].

Реологическое расслоение литосферы для моделей с ∆T=150 и 250 °C проявляется в чередовании слоев повышенной и пониженной вязкости (см. рис. 4) и скорости деформации (рис. 5). Это расслоение проявлено для континентальной литосферы (слой пониженной вязкости в нижней континентальной коре), а также и для океанической в моделях с толстой корой (см. рис. 4, а, в; рис. 5, а, в). Области активной деформации литосферы выражаются в виде концентрированных узких зон пониженной вязкости и повышенной скорости деформации, которые соответствуют разломным структурам. Поле течений в верхней мантии левее зоны субдукции согласуется с движением субдуцирующей литосферной плиты, а в переходной зоне мантии формируется возвратный поток. Отрывы фрагментов слэба (см. рис. 2, а, д) вызывают значительное возмущение поля скорости (см. рис. 4, а, в) и деформации (рис. 5, а, в) в верхней мантии. Откат слэба в модели с ∆T=150 °C с тонкой корой (см. рис. 4, б) выражается в обратном потоке верхнемантийного вещества правее зоны субдукции. В модели с ∆T=250 °C с тонкой корой слэб обладает большей вязкостью и прочностью (см. рис. 4, г), вследствие этого он слабо деформирован (рис. 5, г), его пологое ровное погружение вызывает согласованное движение вещества верхней мантии в том же направлении (см. рис. 4, г).

4. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Структура и мощность океанической коры, образованной в современных срединно-океанических хребтах, меняется в зависимости от скорости спрединга [Bown, White, 1994; Dilek, Furnes, 2014]. Наиболее мощная океаническая кора (не считая коры в океанических плато) формируется в зонах спрединга при скорости спрединга выше 5 см/год [Chen, 1992] и отвечает по строению и мощности классической модели офиолитов Пенроуза [Coleman, 1979]. Мощность такой коры составляет ~6–7 км, она создается при невысокой степени плавления мантии, 8–10 % [Sleep, 1975; McKenzie, Bickle, 1988; Herzberg et al., 2010].

Сведения о мощности раннедокембрийской океанической коры носят не столь определенный характер ввиду отсутствия однозначных свидетельств, сохраненных лишь в кратонных областях [Bickle et al., 1994; Palin et al., 2020; Palin, Santosh, 2021]. Это вполне естественно вследствие весьма ограниченного распространения архейской коры на поверхности Земли (~5 % поверхности [Artemieva, 2006]), представленной в основном кислыми породами тоналит-трондьемит-гранодиоритовой (ТТГ) серии, ассоциирующими с метаморфически измененными зеленокаменными породами дискуссионного генезиса [Cawood et al., 2013]. В такой ситуации мощность океанической коры, как правило, устанавливается на основе термальных моделей эволюции Земли и петрологических данных (термодинамическое моделирование, эксперименты) о степени плавления перидотитов при соответствующих РТ-условиях [Weller et al., 2019; Arndt, 2023]. Именно такой подход использовался в одной из наших экспериментальных серий. В другой серии было принято во внимание, что мощность океанической коры зависит от деплетирования перидотитов мантии, из которых она выплавляется [Davies, 2006; Perchuk et al., 2021]. В случае высокой степени деплетирования может образовываться тонкая (в предельном случае до 3 км) океаническая кора, несмотря на высокую температуру мантии [Davies, 2006]. Другим фактором, приводящим к формированию тонкой коры, являются низкие скорости спрединга [Bown, White, 1994; Su et al., 1994; Zhou et al., 2020]. Геодинамические эффекты влияния мощной коры в докембрии на режим субдукции и характер магмагенерации оказались весьма значимыми (см. рис. 2).

Введение в модели при ∆T=150–200 °C относительно тонкой океанической коры приводит к режиму крутой субдукции, сопровождаемой кислым магматизмом (см. рис. 2, б, г), в то время как в моделях при той же температуре мантии, но с толстой океанической корой возникает пологая субдукция с весьма ограниченным и эпизодическим магматизмом (см. рис. 2, в, д).

На рис. 6 представлены эволюционные РТ-тренды для моделей при ∆T=150 °C, тренды для моделей при ∆T=200 °C имеют схожий характер и потому не приводятся. Для модели с толстой корой (см. рис. 2, а; рис. 6, а) и пологой субдукцией субгоризонтальное движение слэба выражено в виде «ступеньки» на трендах для поверхности и подошвы коры. Диаграммы показывают, что породы базальтового слоя океанической коры, а также океанские осадки частично погружаются в мантию вместе со слэбом, а частично отслаиваются от него. При этом в модели с толстой корой и пологой субдукцией (рис. 6, а) только часть пород слэба попадают в область плавления. Породы верхней «сухой» мантии достигают солидуса (см. рис. 1) в очень небольшом объеме, а породы нижней (базитовой) и средней (фельзической) континентальной коры не прогреваются до температуры плавления. Эти факторы определяют ограниченный магматизм в этих моделях. В то же время в моделях с тонкой корой и крутопадающей субдукцией (рис. 6, б) фрагменты верхней океанической коры и осадков попадают в область плавления.

Значительные объемы верхней мантии (как «сухой», так и гидратированной) в зоне субдукции достигают условий плавления. При откате слэба происходит внедрение горячего частично расплавленного глубинного вещества в континентальную кору, что, в свою очередь, вызывает частичное плавление пород коры. Таким образом, источниками базитовых магм в моделях с тонкой корой, где реализуется крутопадающая субдукция с обильным магматизмом, являются «сухая» и гидратированная мантия, а источником кислых магм – метаосадки, затянутые погружающимся слэбом, метабазальты слэба, а также (в меньшей мере) породы континентальной коры, подвергшиеся воздействию поднимающихся горячих пород при откате слэба.

Средняя продуктивность магматизма (рис. 7) в модели при ∆T=150 °C с корой мощностью 7 км (за период 11–20 млн лет модельного времени) составила 183 км³/км/млн лет, среди которых 130 км³/км/млн лет приходится на кислые, а 53 км³/км/млн лет на базитовые магмы, в то время как в модели с корой 18 км за тот же период средняя продуктивность 2.1 км³/км/млн лет (1.8 и 0.3 км³/км/млн лет для кислых и базитовых магм соответственно). В модели при ∆T=200 °C, несмотря на более высокую температуру мантии, средняя продуктивность была несколько меньше – 120 км³/км/млн лет, причем для кислых магм – 105 км³/км/млн лет, для базитовых – 15 км³/км/млн лет, в то время как в модели с корой 20 км за тот же период средняя продуктивность 4.2 км³/км/млн лет (2.5 и 1.7 км³/км/млн лет для кислых и базитовых магм соответственно). Эти оценки согласуются с качественным результатом, представленным в работе [Perchuk et al., 2023], где в моделях докембрийской пологой субдукции под континент с толстой корой наблюдался только весьма ограниченный и кратковременный магматизм.

Следует отметить, что магмогенерация в рассматриваемых сериях при крутой субдукции с тонкой корой под континент выше, чем при пологой субдукции с толстой корой (см. рис. 2; рис. 7). При этом численные эксперименты с аналогичными начальными параметрами, но для интраокеанической пологой субдукции показывают обильный кислый магматизм [Perchuk et al., 2025a]. Ранее в статье [Perchuck et al., 2019] при рассмотрении интраокеанической субдукции в докембрийских условиях (∆T=150 °C ) нами был получен режим крутой субдукции, который сопровождался и значительным магматизмом (средняя продуктивность 850 км³/км/млн лет), в основном с генерацией платобазальтов, которые выплавлялись из перидотитов «сухой» мантии (со средней продуктивностью 785 км³/км/млн лет) вследствие отката слэба. Существенное (на порядок) расхождение с этими результатами полученных в настоящей работе связано, прежде всего, со значительным увеличением глубины модельной области (с 400 км в работе [Perchuk et al., 2019] до 1000 км), что заметно ограничивает мобильность слэбов за счет их механического взаимодействия с нижней границей переходной зоны мантии, которая не была включена в предыдущие модели. Кроме того, сейчас в наших моделях не происходит столь значительного отката слэба из-за увеличения его плавучести, вызванной введением дискретной эклогитизации океанической коры и мантии под ней. В результате выплавка базальтов из «сухой» мантии происходит в значительно меньшем объеме, чем в модели [Perchuk et al., 2019].

В целом, магматизм в моделях с крутой субдукцией, возникающей при тонкой океанической коре, аналогичен процессам формирования континентальной коры на современных активных окраинах, где продуктивность магматизма оценивается в широком диапазоне. Для чилийской зоны субдукции интенсивность прироста континентальной коры составляет 14–107 км³/км/млн лет [De Silva, Kay, 2018], а усредненные оценки для современных активных окраин дают от 60 [Dobretsov, 2010] до 90 км³/км/млн лет [Clift, Vannucchi, 2004]. Полученная в наших моделях продуктивность магматизма сходится по порядку величины с приведенными выше оценками для современных активных окраин, превышая их в несколько раз, и, таким образом, режим крутой субдукции может дать дополнительный механизм формирования континентальной коры в раннем докембрии.

Полученные нами результаты в целом согласуются со схемой из работы [Savko et al., 2024] для восточной окраины архейского Курского блока Сарматии, где пологая субдукция также не связывается с обильным магматизмом. Лишь «обрушение» (т.е. отрыв) слэба, по мнению авторов, вызывало подъем астеносферы, ее декомпрессионное плавление с образованием базитового андерплейтинга, который привел к внутрикоровому плавлению в верхней плите с образованием палеопротерозойской кислой крупной магматической провинции.

Частый отрыв слэба при повышенной температуре мантии и мощной океанической коре (до 22 км), подверженной эклогитизации, обосновывается с помощью численного моделирования [van Hunen, van den Berg, 2008; Moyen, van Hunen, 2012]. В наших моделях кислый магматизм также является результатом прекращения пологой субдукции за счет не отрыва, но отката слэба. Андерплейтинг не приводит к плавлению средней коры, тепла астеносферной мантии оказывается вполне достаточно для плавления метаосадков и метабазитов слэба с образованием весьма значительных, как было показано выше, объемов кислой коры.

Заслуживает внимания режим пологой субдукции с ровной геометрией слэба на протяжении 1000 км в модели с тонкой корой (7 км) и ∆T=250 °C (см. рис. 2, е). Аналогичная геометрия слэба была получена при моделировании современной коллизии при задании изначально пологих (5–15°) углов конвергенции [Li et al., 2011]. Угол падения слэбов при пологой субдукции обычно уменьшается с глубиной вплоть до субгоризонтального движения [Zakharov et al., 2024; Perchuk et al., 2025b]. Возможная причина развития субдукции под постоянным углом состоит в сочетании факторов повышенной мощности деплетированной мантии при данной величине ∆T и тонкой океанической коры. Толстая деплетированная мантия обладает относительно пониженной плотностью и имеет положительную плавучесть, а кора не создает значительной отрицательной плавучести из-за своей небольшой толщины и кинетической задержки эклогитизации (см. рис. 3, г). Распределение эффективной вязкости (см. рис. 4, г) и скорости деформации (см. рис. 5, г) показывает, что слэб в этом случае ведет себя как консолидированный блок, реализуя ровное погружение. Этот интересный режим субдукции заслуживает дальнейшего систематического изучения.

5. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Впервые выполненное изучение субдукции при разной мощности океанической коры показало, что этот параметр оказывает существенное влияние на режим докембрийской субдукции. В частности, толстая океаническая кора, мощность которой соответствует плавлению примитивной мантии в зоне спрединга [Weller et al., 2019], способна вместе с деплетированной мантией обеспечить положительную плавучесть слэба при условии кинетической задержки эклогитизации для моделей при ∆Т=150–200 °С. При снижении мощности коры до современных значений (7 км) ее плотности оказывается недостаточно для поддержания положительной плавучести слэба, что приводит к крутой субвертикальной субдукции. При этом режиме генерируются базитовые и кислые магмы. Утонение коры до 7 км при более высокой потенциальной температуре мантии (∆T=250 °C) позволяет избежать режима крутопадающей субдукции благодаря повышенной мощности плавучей деплетированной мантии. Сочетание относительно тонкой океанической коры с мощной деплетированной мантией позволяет развиться особому стилю пологой субдукции, для которого характерно погружение слэба под постоянным небольшим (15–20°) углом и при этом ограниченное развитие серпентинизации в мантийном клине и весьма ограниченное плавление базальтового слоя слэба.

6. БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы благодарят О.П. Полянского и анонимного рецензента, чьи замечания и предложения способствовали улучшению окончательного варианта статьи.

7. ЗАЯВЛЕННЫЙ ВКЛАД АВТОРОВ / CONTRIBUTION OF THE AUTHORS

Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final manuscript.

8. РАСКРЫТИЕ ИНФОРМАЦИИ / DISCLOSURE

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.