CC BY
28
УДК 551.2+550.3
В.С. Захаров1, А.Л. Перчук2, С.П. Завьялов3, Т.А. Синева4, Т.В. Геря5
СУПЕРКОМПЬЮТЕРНОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОЛЛИЗИИ В ДОКЕМБРИИ: ЭФФЕКТ МОЩНОСТИ ЛИТОСФЕРЫ6
Многие аспекты докембрийской тектоники остаются неясными в силу неопределенности влияния на геодинамические процессы ряда ключевых физических параметров (температура мантии, мощность литосферы и др.), которые существенно отличались в докембрии по сравнению с современными условиями. Приводятся результаты двумерных численных петролого-термомеханических экспериментов, моделирующих процесс конвергенции плит со скоростью 5 см/год в зависимости от мощности континентальной литосферы. Мощность континентальной литосферы в моделях варьировала от 100 до 200 км, задаваемая температура мантии превышала современную на 150 °С, радиогенная теплогенерация коры была выше современной в 1,5 раза.
Численное моделирование показало, что в случае, когда литосфера имеет мощность 100— 160 км, процесс субдукции (закрытие океана) заканчивается отрывом океанической литосферы от континентальной плиты (отрыв слэба) и образованием между континентами не орогена, а крупной магматической провинции (океанического плато). Чем тоньше литосфера, тем раньше и ближе к поверхности отрывается слэб. Так, для модели с континентальной литосферой мощностью 150 км отрыв происходит через 10,3 млн лет на глубине 150 км, а при мощности 100 км отрыв происходит всего через 5,1 млн лет практически на поверхности. В последнем случае наблюдается увеличение площади магмагенерации за счет возникновения магматических провинций по обе стороны океанического слэба, а не с одной (как в других моделях). Коллизия континентов с мощной литосферой (200 км и более) проходит без отрыва слэба и не сопровождается значимой вулканической деятельностью. Моделирование показывает вклад механизма затягивания литосферы в зонах субдукции (SLAB PULL) на процессы конвергенции плит.
Ключевые слова: докембрий, континентальная коллизия, субдукция, тектоника плит, численное моделирование, суперкомпьютеры.
Many aspects of Precambrian tectonics remain unclear due to the indeterminate influence on geodynamic processes that is exerted by a number of key physical parameters (the mantle temperature, lithosphere thickness, etc.) which in the Precambrian time significantly differ comparing to those at present. This paper presents results of thermo-mechanical-petrological two dimensional (2D) numerical modeling which simulates the convergence process at the velocity of 5 cm/year depending on continental lithosphere thickness. In the model continental lithosphere thickness ranged from 100 km to 200 km, the upper mantle temperature exceeded the modern temperature by 150 °С, and the radiogenic heat production of continental crust is 1.5 times higher than that at present.
The numerical modeling has shown that in the case of lithosphere thickness of 100 to 160 km the subduction terminates with the detachment of the oceanic plate from the continental plate (slab break-off) followed by the formation of a broad magmatic province (oceanic plateau) which takes place between the continents instead of the orogenesis. The time and the place of occurrence of the slab break-off depend on lithosphere thickness, the thinner it is the earlier and the closer to the surface the slab break-off occurs. For instance, in the model with a relatively thin continental lithosphere of 150 km, the slab is detached in 10,3 m.y. at the depth 150 km, whereas in the case of thin lithosphere of 100 km the slab detaches in 5,1 m.y. and almost at the very surface. In the latter case, the magma generation area is much larger due to the formation of magmatic provinces on both sides of the oceanic slab (instead of one side as it was observed in other models). Continental collision with a very thick lithosphere (of 200 km and more) proceeds without slab break-off and is not followed by any significant volcanism. Thus, modeling performed in the present paper demonstrates an impact of SLAB PULL mechanism on processes in plate convergence zones.
Key words: Precambrian, continental collision, subduction, plate tectonics, numerical modeling, supercomputers.
1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра динамической геологии, профессор, докт. геол.-минерал. н.; e-mail: vszakharov@yandex.ru
2 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра петрологии, зав. кафедрой, докт. геол.-минерал. н.; e-mail: alp@geol.msu.ru
3 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра динамической геологии, аспирант; e-mail: serhantes91@gmail.com
4 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра динамической геологии, магистрант; e-mail: sinjvf@rambler.ru
5 Технологический университет Цюриха (ETH-Zurich), профессор, докт. геол.-минерал. н.; e-mail: taras.gerya@erdw.ethz.ch; Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра петрологии, профессор.
6 Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (гранты № 13-05-01033 и 12-05-01093).
Введение. Повышенный тепловой поток на ранних стадиях развития Земли определял специфический, отличный от современного характер тектонических и петрологических процессов. В эту эпоху сформировался основной объем континентальной коры, включающий кратоны — наиболее древние консолидированные области континентов с глубинными мантийными корнями (килями). Механизм формирования этих образований и характер их конвергентного взаимодействия между собой остаются дискуссионными [Brown, 2006, 2008; Cawood et al., 2006; Condie, Kroner, 2013; Dhuime et al., 2012].
Наряду с исследованиями древнейших комплексов значительный вклад в познание докебрийских процессов вносит компьютерное моделирование [Gerya, 2014]. Так, в работах Е.В. Сизовой с соавторами [Sizova et al., 2010, 2014] на основании компьютерного моделирования исследовано изменение стиля процессов коллизии и субдукции в зависимости от таких параметров литосферы, как геотермический градиент, температура верхней мантии, радиационное тепловыделение в континентальной коре. В этих работах показано, что при параметрах модели, соответствующих современным условиям, происходит погружение континентальной литосферы на глубину более 100 км и образование орогенов, аналогичных высокогорным складчатым областям фанерозоя (например, Гималаи, Кавказ). В то же время при более высокой температуре мантии и радиационной теплогенерации, отвечающих условиям докембрия, процесс коллизии носит совершенно иной характер. Континентальная литосфера не может погружаться в мантию, и вместо орогенов возникают крупные равнинные области с интенсивной магмагенерацией.
Для дальнейшего познания процесса докембрий-ской коллизии необходимо установить, как влияет на него еще один важный параметр — мощность континентальной литосферы. Мощность современной континентальной литосферы варьирует в довольно широком диапазоне [Gung et al., 2003; McKenzie, Priestley, 2008; Artemieva, 2011]. Современная континентальная литосфера, как правило, имеет мощность 90—110 км, но в кратонах ее мощность увеличивается до 200-300 км.
Существующие данные о мощности литосферы в докембрии весьма противоречивы, так как они зависят от модельных представлений и параметров (тепловой поток, геотермальный градиент, радиогенная теплогенерация коры и верхней мантии и т.п.), которые для условий древней Земли характеризуются большой степенью неопределенности. Вследствие этого и вариации оценки мощности также весьма значительны. Так, для раннего протерозоя в работах [Artemieva, Mooney, 2001; Rudnick et al., 1998] приводится диапазон значений от 120 до 260 км, а для архея — от 140 до 350 км (и даже до 400 км). В работе [Windley, Devis, 1978] на основании изучения вулканизма мощность архейской литосферы (2,7-2,8 млрд
лет) оценена в 80-90 км. Таким образом, диапазон возможных значений мощности континентальной литосферы весьма широк.
Поэтому представляется весьма важным исследовать влияние мощности литосферы на процесс до-кемрийской коллизии. Рассмотрим результаты таких исследований.
Моделирование коллизии. При моделировании использованы оригинальные согласованные термомеханические и петрологические двумерные модели Т.В. Гери [Gerya, Yuen, 2003, 2007; Gerya, 2010; Sizova et al., 2014]. В этих моделях рассматривается деформация среды под действием приложенных тектонических сил, при этом решаются уравнения движения, неразрывности и теплопроводности в движущейся среде с учетом массовых сил, связанных с тепловыми и химическими неоднородностями, а также тепловых эффектов от адиабатического сжатия/ расширения и вязкого трения. Учитывается также влияние фазовых переходов, в том числе частичное плавление, миграция флюидов и расплавов и формирование континентальной коры [Vasilyev et al., 2004; Gerya, 2010], при этом принимается, что степень плавления пород зависит от давления, температуры и содержания воды.
Для достижения адекватности моделей задаются реалистичные вязкопластические реологические свойства пород. Разработанные методы моделирования позволяют работать с большим диапазоном величины деформаций, что дает возможность детально исследовать деформации, возникающие в сдвиговых зонах, в том числе разломные тектонические деформации [Gerya, 2010].
Для описания литологической структуры модели используются маркеры, изначально распределенные по очень плотной случайной сетке (между узлами основной сетки). При моделировании используется от нескольких сотен тысяч до нескольких десятков миллионов маркеров. Это дает возможность выявить характерные особенности динамики коллизионной зоны с высоким разрешением.
Расчетный код основан на методе конечных разностей на недеформируемой смещенной сетке с использованием метода лагранжевых («вмороженных» в среду) маркеров в ячейке и многосеточного метода. Для численной реализации моделей использованы оригинальные высокопроизводительные компьютерные программы [Gerya, Yuen, 2003, 2007; Gerya, 2010; Sizova et al., 2014], предназначенные для термомеханического моделирования геодинамических процессов с использованием технологии OpenMP (параллельные вычисления).
При моделировании использованы ресурсы суперкомпьютерного комплекса МГУ имени М.В. Ломоносова [Воеводин и др., 2012].
Описание модели. Моделировали динамику литосферы и верхней мантии (астеносферы) в вертикальном сечении, горизонтальный размер модели
О
350'•••••••••••••••••••••••..................................................................•.•■•.•.•.•.•.•.•.•.•.•.•.•■•.м
1700 1800 1900 2000 2100 2200 2300 2400 2500 2600 2700
X, км
Рис. 1. Исходные параметры модели: 1 — воздух; 2 — вода; 3 — осадки-1; 4 — осадки-2; 5 — верхняя континентальная кора; 6 — нижняя континентальная кора; 7 — верхняя океаническая кора (базальты); 8 — нижняя океаническая кора (габбро); 9 — дегидратированная «сухая» литосферная мантия; 10 — дегидратированная («сухая») астеносфера; 11 — гидратированная литосферная мантия; 12 — гидра-тированная мантия; 13 — серпентинизированная литосфера; 14 — деплетированные перидотиты; 15 — закристаллизованные расплавы, экстрагированные из частично расплавленных метаосадочных пород; 16 — закристаллизованные тоналит-трондьемит-гранодиориты (ТТГ), экстрагированные из частично расплавленного базальта; 17 — закристаллизованные ТТГ, экстрагированные из частично расплавленного габбро; 18 — закристаллизованные базальты, экстрагированные из частично расплавленного перидотита; 19 — частично расплавленные осадки-1; 20 — частично расплавленные осадки-2; 21 — частично расплавленная верхняя континентальная кора; 22 — частично расплавленная нижняя континентальная кора; 23 — частично расплавленные базальты; 24 — частично расплавленные габбро; 25 — частично расплавленная литосферная мантия; 26 — частично расплавленная астеносферная мантия; 27 — расплав (базальт, габбро), выплавленный из перидотита; 28 — кислые расплавы (ТТГ), выплавленные из базальта. Стрелкой показано направление движения
левого континента. Изотермы в °С
4000 км, вертикальный — 400 км. Число узлов в сетке 2041x201, сетка неравномерная, среднее разрешение модели ~2 км, разрешение модели в зоне непосредственной коллизии ~1 км, использовано около 10 млн лагранжевых маркеров. Начальное состояние модели (рис. 1) — два континента, разделенные океанической литосферой, возраст, температуру и мощность которой можно варьировать.
Океаническая литосфера связана с левым континентом пассивной окраиной, в разных вариантах модели ширина пассивной окраины изменяется в пределах 20—150 км. Ширина океанского бассейна принята 600 км, в модели этот параметр можно изменять. Длина континента слева ~1600 км (изменяется в зависимости от длины океанической литосферы и пассивной окраины), справа ~1700 км.
Океаническая кора состоит из верхнего слоя базальтов (2 км) и нижнего слоя габбро (5 км). Континентальная кора двухслойная — верхний слой представлен в виде кислых пород (15—20 км) с реологическими свойствами влажного кварцита, нижний слой — основные породы (15—20 км) с реологическими характеристиками плагиоклаза. В начале процесса субдукции литосферная мантия и астеносфера состоят из сухого перидотита, затем в зоне над погружающимся литосферным блоком происходит миграция флюида вследствие метаморфических реакций в слэбе.
Для всех пород учтены их физические свойства — плотность, теплопроводность, температуры солидуса и ликвидуса, удельная теплота плавления, радиогенная
теплогенерация, энергия активации, реологические параметры, коэффициент трения.
Коллизии предшествует субдукция океанической литосферы под правый континент, которая первоначально вызвана тем, что задано движение левого континента (на рис. 1 показано стрелкой) со скоростью конвергенции, которую можно изменять от 5 до 30 см/год. Справа над зоной субдукции расположена призма осадочных пород.
Субдукция океанической плиты направляется по наклонной ослабленной зоне в мантии с реологическими свойствами влажного оливина [ЯапаШ, 1995] и пониженной прочностью на пластические деформации (коэффициент внутреннего трения равен 0,1). Эта зона расположена между океанической и континентальной (правой) плитами и протягивается от подошвы коры до подошвы континентальной литосферы.
На границах задаются условия свободного проскальзывания. Верхняя граница литосферы рассматривается как внутренняя свободная поверхность,
над которой расположен слой мощностью 18—20 км
18
с низкой вязкостью (10 Пас), моделирующий воздух или морскую воду с плотностью 1 и 1000 кг/м3 соответственно. Значительный контраст величины вязкости, который получается из-за введения этого маловязкого пограничного слоя, минимизирует сдвиговые напряжения на кровле литосферы, что делает ее эффективно свободной поверхностью [8сИтеИ^ е1 а1., 2008]. На верхней границе также происходят процессы эрозии и осадконакопления.
5
* 200 N
350 2200
350 2200
2250 2300 2350
2250 2300 2350
a
10,33 млн лет
2400 2450 2500 X, км
в
7,84 млн лет
2400 2450 2500 X, км
2550 2600 2650 2700
2550 2600 2650 2700
б
9,29 млн лет
100
150
200
250
300
350
2200 2250 2300 2350 2400 2450 2500 2550 2600 2650 2700
X, км
5,17 млн лет
350
2000
2100
2200
2300 2400
X, км
2500
2600
2700
Рис. 2. Результаты моделирования конвергенции плит в условиях докембрия при разной мощности континентальной литосферы: а — мощность литосферы 150 км, 10,3 млн лет после начала субдукции; б — мощность литосферы 140 км, состояние для 9,3 млн лет; в — мощность литосферы 120 км, 7,8 млн лет; г — мощность литосферы 100 км, 5,1 млн лет. Стрелкой показано погружение оторвавшегося океанического слэба. Условные обозначения см. на рис. 1
Начальная тепловая структура океанической плиты определяется океаническими геотермами, рассчитанными для ее термического возраста и исходя из значения температуры верхней мантии [Теркотт, Шуберт, 1985]. В описанных здесь моделях тепловая структура рассчитывается для литосферы с возрастом 40 млн лет. Для континентальной литосферы тепловая структура определяется радиогенной теплогенерацией слоев коры и температурой на ее подошве.
В рассмотренных нами моделях мощность континентальной литосферы варьирует от 100 до 200 км. Температура мантии задается равной 1495 °С, что на 150 °С выше значений, принимаемых для современной геодинамики (1345 °С), а радиогенная теплоге-нерация коры выше современной в 1,5 раза. Такие значения температуры мантии, по представлениям некоторых авторов [Abbott et al., 1994; Djomani et al., 2001], соответствуют рубежу неоархея и палео-протерозоя.
Температура дневной поверхности принята равной 0 °С, а начальный геотермальный градиент в подлитосферной мантии — 0,5 град/км, затем температурная структура выстраивается в соответствии с модельным теплообменом.
Скорость конвергенции во всех описанных здесь моделях составляет 5 см/год. После субдукции всей океанической литосферы силы толкания в модели отключают, и в модели рассматривается дальнейшее самопроизвольное развитие процесса конвергенции.
Результаты моделирования. Результаты развития процесса коллизии при разной мощности литосферы приведены на рис. 2 и 3.
Для всех моделей с мощностью литосферы 100—160 км (рис. 2) эволюция происходит в сходном режиме. В процессе субдукции океанической плиты происходит ее дегидратация. Это вызывает ослабление мантийного клина и вышележащей континентальной литосферы, которые подвергаются растяжению и связанному с этим декомпрессионному плавлению. В процессе субдукции океанической литосферы при ее контакте с горячей астеносферой происходит также значительный прогрев погружающегося слэба, что вызывает снижение его прочности. Происходит отрыв океанического слэба и его быстрое погружение в мантию. Отрыв слэба приходится на глубину, примерно соответствующую подошве континентальной литосферы. За отрывом слэба следует быстрое отступление левого континента. Поскольку океанический слэб больше не препятствует движению левой континентальной плиты, континенты расходятся, и пространство между ними заполняется поднявшимся частично расплавленным мантийным материалом, что приводит к формированию области обширной магмогенерации с преобладанием базальтового вулканизма.
Поскольку принудительное движение в модели отключается, а оторвавшийся литосферный слэб больше не создает силы затягивания, то движение
левого континента останавливается. Наличие области разуплотненной и частично расплавленной мантии между континентами препятствует их сближению и делает невозможным коллизию в современном понимании.
Для модели, в которой мощность континентальной литосферы составляла 150 км, частичное плавление мантии в зоне активной окраины начиналось через 7—8 млн модельных лет после начала субдукции и захватывало область шириной ~100 км, отрыв океанического слэба происходил примерно через 10,3 млн лет модельного времени (рис. 2, а).
Для моделей с мощностью континентальной литосферы 140 км (рис. 2, б) и 120 км (рис. 2, в) расплавление мантии в зоне активной окраины происходило через 5—6 и 4—4,5 млн модельных лет после начала субдукции соответственно. Область горячей мантии (и связанная с этим магмогенерация), формирующаяся между континентами, более обширна и составляет 200—250 км. Отрыв океанического слэба и его погружение в мантию происходят раньше, примерно через 9,3 млн лет для литосферы мощностью 140 км и через 7,8 млн лет для литосферы мощностью 120 км. Погружающийся слэб затягивает также небольшую часть пассивной окраины с корой континентального типа, а также часть аккреционной призмы. Между континентами образуется область платобазальтов шириной 200—300 км и мощностью до 20—25 км.
Для модели с очень тонкой континентальной литосферой (100 км) расплавление активной окраины происходит еще быстрее — через 4 млн лет после начала субдукции. Область горячей мантии, формирующаяся справа от зоны субдукции, составляет около 250 км (рис. 2, г). В этой модели океанический слэб примерно через 5,1 млн лет модельного времени отрывается от пассивной окраины (практически на поверхности) и погружается в мантию. Подъем горячей мантии и связанная с этим магмогенерация (образование платобазальтов) наблюдаются с обеих сторон океанического слэба. После полного погружения слэба в мантию обе области горячей мантии смыкаются, образуя единую зону платобазальтов шириной >500 км и мощностью до 25—30 км.
Погружение оторвавшегося слэба в мантию происходит очень быстро, со скоростью, в несколько раз большей скорости конвергенции (рис. 3). Слэб представляет собой относительно холодный и, следовательно, плотный и жесткий блок, он увлекает за собой значительный объем океанической коры и осадков.
Характер коллизии при литосфере мощностью 200 км и более существенно отличается от рассмотренных выше моделей. В ходе субдукции океанической литосферы происходит разогрев активной окраины, но без плавления. Возникающий при этом подъем надсубдукционной астеносферной мантии локален, он не сопровождается мощной вулканической деятельностью на поверхности. К моменту
5,2 млн лет
350
2000 2100
2200 2300
2400 X, км
2500
2600 2700
-12
-13
-14
-15
-16
-17
1-18
Рис. 3. Скорость движения (векторы) и скорость деформации 8 (с-1) пород, вызванные погружением холодного слэба, оторванного от пассивной континентальной окраины (слева сверху). Мощность моделируемой литосферы 100 км, время 5,2 млн лет после начала субдукции. Вещественное отражение этого процесса представлено на рис. 2, г
отключения сил толкания (через 9 млн модельных лет после начала субдукции) океанический бассейн закрылся не полностью. После этого процесс конвергенции практически прекратился, состояние модели через 10,2 млн модельных лет представлено на рис. 4. Коллизионный ороген не образовался, и отрыв слэба не произошел. В дальнейшем океанический слэб медленно релаксировал.
Выводы. 1. При моделировании процесс коллизии в «горячих» условиях, соответствующих древней Земле, сопровождается повышенной теплогенерацией, возникающей при закрытии океана, и в значительной степени зависит от мощности литосферы.
2. Стиль коллизии остается неизменным при мощности литосферы в диапазоне 100-160 км. Для него характерен отрыв океанического слэба в области перехода от океанической к континентальной литосфере. Это происходит путем быстрого снижения эффективной вязкости рассматриваемой области за счет концентрации в ней девиаторных напряжений,
10,21 млн лет
деформации и вязкого разогрева в процессе перехода от субдукции к континентальной коллизии. Отрыв слэба сопровождается подъемом надсубдукционной мантии и ее частичным (декомпрессионным) плавлением с образованием обширной магматической области между континентами. При этом в зависимости от мощности литосферы в моделях проявляются следующие существенные особенности:
— образование магматической провинции и отрыв слэба происходит тем раньше, чем тоньше континентальная литосфера. Размеры магматической провинции также имеют обратную зависимость от этого параметра;
— отрыв слэба происходит на разных глубинных уровнях, уменьшающихся при уменьшении мощности литосферы. При очень тонкой (100 км) континентальной литосфере слэб отрывается от пассивной окраины практически на поверхности, причем до того, как произошло полное поглощение океанической литосферы в зоне субдукции;
1 N
300
350
2200 2250 2300 2350 2400
2450 X, км
2500 2550 2600 2650 2700
Рис. 4. Результаты моделирования конвергенции плит для континентальной литосферы мощностью 200 км, состояние для 10,21 млн лет после начала субдукции. Условные обозначения см. на рис. 1
— подъем горячей мантии и связанная с этим магмогенерация при сближении континентов с литосферой мощностью 100 км наблюдаются по обе стороны от океанического слэба. Это приводит к образованию крупной (шириной >500 км) магматической провинции;
— ускоренное погружение в мантию относительно холодного слэба, оторвавшегося от конти-
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Воеводин Вл.В., Жуматий С.А., Соболев С.И. и др. Практика суперкомпьютера «Ломоносов» // Открытые системы. СУБД. 2012. № 7. С. 36-39.
Теркот Д., Шуберт Дж. Геодинамика: В 2 т. М.: Мир, 1985. 725 с.
Abbott D., Burgess L., Longhi J., Smith W.H.F. An empirical thermal history of the Earth's upper mantle // J. Geophys. Res. 1994. Vol. 99, B7. P. 13835-13850.
Artemieva I.M. Lithosphere: an interdisciplinary approach. Cambridge: Cambridge Univ. Press, 2011. 773 p.
Artemieva I.M., Mooney W.D. Thermal thickness and evolution of Precambrian lithosphere; a global study // J. Geophys. Res. 2001. Vol. 106. P. 16387-16414.
Brown M. Duality of thermal regimes is the distinctive characteristic of plate tectonics since the Neoarchean // Geology. 2006. Vol. 34. P. 961-964.
Brown M. Characteristic thermal regimes of plate tectonics and their metamorphic imprint throughout Earth history // When did Earth First Adopt a Plate Tectonics Mode of Behavior? // Geol. Soc. Amer. Spec. Pap. 2008. Vol. 440. P. 97-128.
Cawood P.A., Kroner A., Pisarevsky S. Precambrian plate tectonics: Criteria and evidence // GSA today. 2006. Vol. 16, N 11. P. 4-11.
Condie K.C., Kroner A. The building blocks of continental crust: evidence for a major change in the tectonic setting of continental growth at the end of the Archean // Gondwana Res. 2013. Vol. 23. P. 394-402.
Dhuime B., Hawkesworth C.J., Cawood P.A., Storey C.D. A change in the geodynamics of continental growth 3 billion years ago // Science. 2012. Vol. 335. P. 1334-1336.
Djomani Y.H.P., O'Reilly S.Y., Griffin W.L., Morgan P. The density structure of subcontinental lithosphere through time // Earth Planet. Sci. Lett. 2001. Vol. 184. P. 605-621.
Gerya T.V. Introduction to Numerical Geodynamic Modelling. Cambridge: Cambridge Univ. Press, 2010. 345 p.
Gerya T. Precambrian geodynamics: concepts and models // Gondwana Res. 2014. Vol. 25. P. 442-463.
нентальной плиты, должно приводить к образованию метаморфических пород, формирующихся при сверхвысоком давлении.
3. Коллизия континентов с мощностью литосферы 200 км и более не приводит к отрыву слэба. Возникающий при этом подъем надсубдукционной мантии носит локальный характер, он не сопровождается мощной вулканической деятельностью на поверхности.
Gerya T.V., Yuen D.A. Characteristics-based marker-in-cell method with conservative finite-differences schemes for modeling geological flows with strongly variable transport properties // Phys. Earth Planet. Int. 2003. Vol. 140. P. 295-320.
Gerya T.V., Yuen D.A.. Robust characteristics method for modelling multiphase visco-elasto-plastic thermo-mechanical problems // Phys. Earth Planet. Int. 2007. Vol. 1. doi:10.1016/j. pepi.2007.04.015.
Gung Y., Panning M., Romanowicz B. Global anisotropy and the thickness of continents // Nature. 2003. Vol. 422. P. 707-711.
McKenzie D., Priestley K. The influence of lithospheric thickness variations on continental evolution // Lithos. 2008. Vol. 102. P. 1-11.
Ranalli G. Rheology of the Earth. L.: Chapman and Hall, 1995. 413 p.
Rudnick R.L., McDonough W.F., O'Connell R.J. Thermal structure, thickness and composition of continental lithosphere // Chem. Geology. 1998. Vol. 145. P. 395-411.
Schmeling H., Babeyko A.Y., Enns A. et al. Benchmark comparison of spontaneous subduction models — towards a free surface // Phys. Earth Planet. Int. 2008. Vol. 171, N 1-4. P. 198-223.
Sizova E.V., Gerya T.V., Brown M. Contrasting styles of Phanerozoic and Precambrian continental collision // Gondwana Res. 2014. Vol. 25. P. 522-545. doi: http://dx.doi.org/10.1016/j. gr.2012.12.011.
Sizova E., Gerya T., Brown M., Perchuk L.L. Subduction styles in the Precambrian: Insight from numerical experiments // Lithos. 2010. Vol. 116. P. 209-229.
Vasilyev O.V., Gerya T.V., Yuen D.A.. The application of multidimensional wavelets to unveiling multi-phase diagrams and in situ physical properties of rocks // Earth and Planet Sci. Lett. 2004. Vol. 223. P. 49-64.
Windley B.F., Devis F.B. Volcano spacings and lithospher-ic // Earth and Planet. Sci. Lett. 1978. Vol. 38. P. 291-297.
Поступила в редакцию 12.11.2014
