Геотектоника, 2024, № 4

Российская академия наук 
ГЕОТЕКТОНИКА
№ 4    2024     Июль–Август
Основан в 1965 г. 
Выходит 6 раз в год 
ISSN: 0016-853X
Журнал издается под руководством 
Отделения наук о Земле РАН
Главный редактор   
К. Е. Дегтярев  
Геологический институт РАН (ГИН РАН), г.  Москва 
Заместитель главного редактора   
Т. Н. Хераскова  
Геологический институт РАН (ГИН РАН), г.  Москва 
Ответственный секретарь   
А. А. Щипанский  
Геологический институт РАН (ГИН РАН), г.  Москва 
А.М. Никишин 
, Московский государственный университитет им.  М.В.  Ломоносова, геологический факультет, 
г.  Москва 
В.И. Попков, Кубанский государственньй университет 
(КубГУ), Краснодарский край, г.  Краснодар
В.Н. Пучков 
, Институт геологии и геохимии УрО РАН 
(ИГиГ УрО РАН), г.  Екатеринбург
С.Д. Соколов 
, Геологический институт РАН (ГИН РАН), 
г.  Москва
С.Ю. Соколов 
, Геологический институт РАН (ГИН РАН), 
г.  Москва
А.В. Соловьев, Всероссийский научно-исследовательский 
геологический нефтяной институт (ФГБУ «ВНИГНИ»), 
г.  Москва
А.А. Сорокин 
, Институт геологии и -
природопользования 
ДВО РАН (ИГиП ДВО РАН), Амурская  обл., г.  Благовещенск
Karel Schulmann 
, University of Strasbourg, France  — CLR, 
Czech Republic
В.Г. Трифонов 
, Геологический институт РАН (ГИН РАН), 
г.  Москва
А.К. Худолей 
, Санкт-Петербургский государственный университет — Институт наук о Земле, г.Санкт-Петербург 
М.Н. Шуплецова 
 (шеф-редактор), Геологический -
институт 
РАН (ГИН РАН), г.  Москва
В.В. Ярмолюк 
, Институт геологии рудных месторождений, 
петрографии, минералогии и геохимии РАН (ИГЕМ РАН), 
г.  Москва
Редакционная коллегия:
В.В. Балаганский 
, Геологический институт КНЦ РАН 
 
(ГИ КНЦ РАН), Мурманская обл., г.  Апатиты
Enrico Bonatti 
, LDEO, Columbia University (New York, 
USA) & Associate ISMAR, Institute of Marine Science 
(Bologna, Italy)
Ю.А. Волож 
, Геологический институт РАН (ГИН РАН), 
г.  Москва
Д.П. Гладкочуб 
, Институт земной коры СО РАН (ИЗК СО 
РАН), г.  Иркутск
А.О. Глико 
, Институт физики Земли им.  О.Ю.  Шмидта 
РАН (ИФЗ РАН), г.  Москва
Н.А. Горячев 
, Северо-Восточный комплексный научноисследовательский институт им. Н.А.  Шило ДВО РАН 
(СВКНИИ ДВО РАН), г.  Магадан
А.Н. Диденко 
, Геологический институт РАН (ГИН РАН, 
г.  Москва
Hamish Kampbell 
, GNS Science, Lower Hutt, New Zealand 
 
 
 
Yildirim Dilek 
, Miami University, Oxford, Ohio, USA
Richard Ernst 
, Carleton University, Ottawa, Ontario, Canada 
А.И. Кожурин, Институт вулканологии и сейсмологии ДВО 
РАН (ИВиС ДВО РАН), Камчатский край, г. Петропавловск-Камчатский
М.Г. Леонов 
, Геологический институт РАН (ГИН РАН), 
г.  Москва
Ю.А. Морозов 
, Институт физики Земли им.  О.Ю.  Шмидта 
РАН (ИФЗ РАН), г.  Москва
Журнал “Геотектоника” индексируется: ядро РИНЦ, Google Scholar, Ulrich's Periodicals directory, Russian Science Citation 
Index, ВАК.
Журнал «Геотектоника» публикует статьи по общей и региональной тектонике, структурной геологии, геодинамике, 
экспериментальной тектонике, рассматривает связи тектоники с глубинным строением Земли, магматизмом, метаморфизмом, полезными ископаемыми. Публикуются также рецензии на научные статьи и книги, информация о научной 
жизни, реклама научной литературы, картографических материалов и приборов. 
Подписка на журнал принимается без ограничения всеми отделениями «Роспечати» (№  39318 в  каталоге).
Заведующая редакцией Марина Николаевна Шуплецова
Адрес редакции: 119017, Москва, Пыжевский пер., 7, ГИН РАН 
Телефон: (495) 951-66-85; факс: (495) 951-04-43; e.mail: m-shupletsova@yandex.ru
©  Российская академия наук, 2024  
©  
Редколлегия журнала “Геотектоника” (составитель), 2024 

СОДЕРЖАНИЕ
Номер 4, 2024
Стиль субдукции на разных этапах геологической истории Земли: результаты численного 
петролого-термомеханического 2D моделирования
В. С. Захаров, А. Л. Перчук, T. V. Gerya, М. Д. Еремин	
3
Моделирование напряженно-деформированного состояния и косейсмические проявления 
эпицентральной зоны Тангшаньского землетрясения (северо-восток Китая)
В. Н. Морозов, А. И. Маневич, И. В. Лосев	
32
Применение нейросетевых технологий для тектонического прогнозирования  
землетрясений
И. У. Атабеков, А. И. Атабеков	
49
Тектоническая эволюция Тувинского прогиба (северная часть Центрально-Азиатского  
орогенного пояса): синтез геологических данных и результатов Ar‒Ar датирования  
полевых шпатов
Е. В. Ветров, Н. И. Ветрова, Т. А. Бирюкова, А. Р. Агатова,  
О. А. Гаврюшкина, Д. Д. Булгакова	
60
  
Правила представления статей в журнал “Геотектоника”	
80

Contents
Vol. 58, no. 4, 2024
Subduction Style at Different Stages of Geological History of the Earth: Results  
of Numerical Petrological-Thermomechanical 2D Modeling
V. S. Zakharov, A. L. Perchuk, T. V. Gerya, M. D. Eremin	
3
Modeling of Stress-Strain State and Coseismic Effects of Epicentral Zone  
of Tangshan Earthquake (Southeastern China)
V. N. Morozov, A. I. Manevich, I. V. Losev	
32
Application of Neural Network Technologies for Tectonic Earthquake Forecast 
I. U. Atabekov, A. I. Atabekov 	
49
Tectonic Evolution of Tuvinian Trough (Northern Part of Central Asian Orogenic Belt):  
Synthesis of Geological Data and Results of Feldspar Ar‒Ar Dating
E .V. Vetrov, N. I. Vetrova, T. A. Biryukova, A. R. Agatova, O. A. Gavryushkina, D. D. Bulgakova 	
60
  
Authors’ Guidlines	
80

ГЕОТЕКТОНИКА, 2024, №  4, с. 3—31
 
УДК 551.24 + 550.311
СТИЛЬ СУБДУКЦИИ НА РАЗНЫХ ЭТАПАХ ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ИСТОРИИ 
ЗЕМЛИ: РЕЗУЛЬТАТЫ ЧИСЛЕННОГО ПЕТРОЛОГО-ТЕРМОМЕХАНИЧЕСКОГО 
2D МОДЕЛИРОВАНИЯ1
© 2024 г.    В.С. Захаров1, *, А. Л. Перчук1, 2, T. V. Gerya3, М. Д. Еремин1
1Московский государственный университет им. М.В. Ломоносова, геологический факультет,  
д. 1, Ленинские горы, 119991 Москва, Россия
2Институт экспериментальной минералогии им. акад. Д.С. Коржинского РАН,  
д. 4, ул. Академика Осипьяна, 142432 г. Черноголовка, Московская обл., Россия
3Swiss Federal Institute of Technology, Department of Earth Sciences, bld. 5, Sonneggstrasse, 8092 Zurich, Switzerland
*e-mail: zakharov@geol.msu.ru 
Поступила в редакцию 26.01.2024 г.
После доработки 17.05.024 г.
Принята в печать 26.07.2024 г. 
В статье рассмотрены эффекты, связанные с влиянием эклогитизации пород слэба на режим субдукции 
под континент. Эклогитизация пород в метаморфических комплексах высокого давления как правило 
проявлена только на участках проникновения водного флюида. В отсутствии флюида кинетическая 
-
задержка эклогитизации сохраняет малоплотные породы при Р‒Т условиях эклогитового метаморфизма, 
задерживая утяжеление слэба и снижая эффективность действия механизма затягивания слэба, который 
способствует погружению плиты под большими углами в глубинную мантию. В нашей работе приведены результаты численного петролого-термомеханического моделирования субдукции под континент 
в  широком диапазоне параметров эклогитизации пород океанической коры (дискретная эклогитизация). Нами было проведено тестирование влияния меньшей кинетической задержки эклогитизации 
в водосодержащем базальтовом слое, в сравнении с более сухим нижележащим габбровым слоем. На 
основе результатов 112-ти численных экспериментов при 7-ми вариантах диапазонов эклогитизации 
(в пределах 400–650°С для базальта и 400–1000°С для габбро) при разных потенциальных температурах мантии (на ΔT = 0–250°С выше современной) выявлены крутой, пологий и переходный режимы 
субдукции. Режим крутой субдукции осуществляется при современных условиях (ΔT = 0°С) при всех 
вариантах эклогитизации, он характеризуется увеличением угла погружения слэба по мере погружения 
плиты, а  над границей переходной зоны мантии наблюдается выполаживание или подворачивание 
слэба. Субдукция сопровождается образованием кислых и  основных вулканитов и  их плутонических 
аналогов. При повышенных температурах мантии (ΔT≥150 °С) и  дискретной эклогитизации в  широком диапазоне реализуется режим пологой субдукции с периодическими отрывами фронтальной субвертикальной эклогитизированной части слэба. Режим пологой субдукции сопровождается серпентинизацией мантийного клина и эпизодическим, ограниченным по объему магматизмом (от основного 
до кислого), который происходит на значительном (≥500 км) удалении от желоба. При переходном 
режиме, который также реализуется в  моделях с  повышенной температурой мантии, происходит характерное изменение от пологой к крутой субдукции, в результате чего слэб приобретает ступенчатую 
форму. При увеличении кинетического сдвига эклогитизации развивается пологая субдукция. Увеличение мощности континентальной литосферы от 80 км до 150 км способствует реализации крутой 
субдукции, но влияние скорости конвергенции (5‒10 см/год) выражено неявно. Дискретная эклогитизация утолщенной океанической коры и деплетирование литосферной мантии в океанической плите 
являются основными факторами пологой субдукции. В современных условиях их влияние становится 
несущественным из-за снижения толщины океаническое коры и степени деплетированности океанической мантийной литосферы и, как следствие, более редкое пологое движение слэбов определяется 
другими факторами. 
Ключевые слова: субдукция, эклогиты, кинетика, океаническая кора, мантия, докембрий, магматизм, 
численное моделирование
DOI: 10.31857/S0016853X24040018, EDN: ERKYWB
ВВЕДЕНИЕ
1	Дополнительные материалы размещены в электронном 
виде по DOI статьи: 10.31857/S0016853X24040018, доступны для авторизованных пользователей.
Геометрия слэбов в зонах субдукции оказывает 
существенное влияния на термальную структуру, 
магматизм, метаморфизм и сейсмичность, возни3

ЗАХАРОВ и др.
РЮК ИЗУ
ХОН
КУР
КАМ
АЛЕ
АЛЯ
КРИ
40 млн лет
56 млн лет
100 млн лет
108 млн лет
133 млн лет
138 млн лет
112 млн лет
245 млн лет
20° в.д.
80° в.д.
КАБ
240 млн лет
60°
с.ш.
60°
с.ш.
148 млн лет
КАС 1.8
АЛА
5.2
ИНД
МАР
КАМ
6.9
АЛЕ
5.3
60 млн лет
ИНД 4.2
РЮК
2.8
ИЗУ 7.8
ХОН 8.0
КУР 7.0
КАБ 
0.1
КРИ
2.1
АНТ 1.3
КАС
МАР 8.2
12 млн лет
НАМ 8.5
СУМ
5.0
ПЕР 6.1
ТОН 7.2
ЯВА
5.8
ЯВА
КЕР 6.1
ЧИЛ 6.0
112 млн лет
АНТ
ЦАМ
15 млн лет
56 млн лет
СКО 1.3
60°
ю.ш.
60°
ю.ш.
20° в.д.
80° в.д.
СУМ
ПЕР
ТОН
КЕР
ЧИЛ
98 млн лет
95 млн лет
94 млн лет
30 млн лет
40 млн лет
СКО
78 млн лет
Рис. 1. Морфология и  геометрия слэбов в  современных зонах субдукции (по данным [44, 57, 100], с  дополнениями). 
Зоны субдукции: ЯВА ‒ Яванская; СУМ ‒ Суматранская; ИНД ‒ Индийская; КЕР ‒ Кермадек; ТОН ‒ Тонга; 
МАР ‒ Марианская; ИЗУ ‒ Изу-Бонинская; РЮК ‒ Рюкю; ХОН ‒ Хонсю; КУР ‒ Курильская; КАМ ‒ Камчатская; 
АЛЕ ‒ Алеутская; АЛЯ ‒ Аляскинская; КАС ‒ Каскадных гор; ЦАМ ‒ Центрально-Американская; АНТ ‒ Антильская; ПЕР ‒ Перуанская; ЧИЛ ‒ Чилийская; СКО ‒ Скотия; КАБ ‒ Калабрийская; КРИ ‒ Критская.
Обозначено: границы литосферных плит (тонкие линии синим); ориентировочное положение поперечных сечений 
и направление субдукции (стрелки синим); скорость субдуцирующей плиты (см/год) в системе Индо-Атлантических 
горячих точек (арабские цифры синим около стрелок). 
Показано: схематичное изображение морфологии слэбов по данным сейсмотомографических моделей ‒ по [44] (синий), по [57] (пурпурный); возраст погружающихся плит, млн лет (арабские цифры красным); основание переходной 
зоны мантии на глубине ~660 км (горизонтальные линии черным). 
исследовании мы детально рассмотрели эффекты, 
связанные с  эклогитизацией пород слэба, а  также влияние других параметров. Для этого было 
использовано численное петролого-термомеханическое моделирование [43, 71, 73, 84]. 
Стоит отметить, что эффекты утяжеления плит 
вследствие эклогитизации неизменно учитываются в  современных геодинамических моделях [4, 
5, 7‒11, 14‒16, 20, 45, 58, 59, 71, 73, 84, 92, 93]. 
Однако особенность образования эклогитового 
парагенезиса в метабазите состоит в том, что происходит не в точном соответствии с термодинамическими условиями соответствующих минеральных 
реакций, а с некоторой кинетической задержкой, во 
многом определяемой количеством водного флюида, выступающего в  роли катализатора, а  нередко 
и  участника этих реакций [46]  (рис. 2). 
кающих в этих зонах [3, 13, 38, 44, 45, 57, 81, 86]. 
Глобальная сейсмическая томография выявляет 
разнообразную морфологию погружающихся плит 
в  современных зонах субдукции [44, 57] (рис. 1). 
Геометрия слэбов определяется многочисленными параметрами, среди которых можно выделить 
скорость и направление движения сходящихся плит, 
толщину литосферы и  эклогитизацию магматических пород субдуцирующей океанической коры, 
а  также термальное состояние мантии, которая на 
ранних этапах развития Земли была существенно 
горячее ее современного состояния [48, 55, 56]. 
При комплексном воздействии приведенных 
параметров на погружающуюся плиту сложно оценить влияние каждого из них на стиль субдукции, 
поэтому целесообразно изучать влияние каждого 
из этих параметров в отдельности. В проведенном 
ГЕОТЕКТОНИКА  №  4  2024

	
СТИЛЬ СУБДУКЦИИ НА РАЗНЫХ ЭТАПАХ ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ИСТОРИИ ЗЕМЛИ 	
5
4
120
110
100
3
90
Эклогитовая фация
Эклогитовая фация
80
70
2
60
Глубина, км
50
Фация
Давление P, ГПа
глаукофановых
40
сланцев
Фация
глаукофановых
сланцев
Гранулитовая
1
30
фация
Гранулитовая
фация
20
Амфиболитовая
фация
Амфиболитовая
фация
Фации
10
низкоградного
метаморфизма
Фации
низкоградного
метаморфизма
0
0
100
500
300
700
1100
900
Температура T, °C
Рис.  2. Схема фаций метаморфизма на Р‒Т диаграмме, (по данным [65], с  изменениями и  дополнениями). 
Геотермы для поверхности плит в современных условиях (по [69]) для зон субдукции: холодная (линия синим), теплая (линия красным); водные солидусы базальта (по [82]) (штрих-линия зеленым) и перидотита (по [47]) (штрих-линия синим). 
При этом не учитывалось, что базальтовый 
слой океанической коры гидратирован, т.е. подвергся метаморфическим изменениям преимущественно в зоне спрединга в большей степени, чем 
габбровый слой [83]. Вследствие этого, образование эклогитов в  погружающейся океанической 
коре должно начинаться дискретно и при разных 
Р‒Т условиях [46] (см. рис. 2): 
– для базальтового слоя ‒ ближе к  границе 
эклогитовой фации;
‒ для слоя габбро – дальше от границы эклогитовой фации. 
Р‒Т параметры начала эклогитизации, в зависимости от количества воды, связанной в  структуре минералов, и  последующего кинетического 
сдвига после начала эклогитизации, остаются 
-
малоизученными. 
Примеры сохранения неизмененных -
габброидов 
при Р‒Т условиях эклогитового -
метаморфизма известны по эклогитовым комплексам Марун-Кеу (Рос- 
-
сия) и  Берген Аркс (Норвегия) [21, 25, 46]. 
Количественные аспекты фазовых превращений 
при эклогитизации малоизвестны, вследствие отсутствия специальных экспериментальных исследований и  небольшого объема данных о  метаморфических породах [73]. 
При численном моделировании субдукции задержка эклогитизации обычно определялась двумя 
способами: 
‒ введение фиксированного времени по достижению породой-маркером Р‒Т условий эклогитового метаморфизма [91‒93]; 
‒ введение диапазона Р‒Т условий, в котором 
осуществляется эклогитизация [60, 71]. 
ГЕОТЕКТОНИКА  №  4  2024

ЗАХАРОВ и др.
Введение дискретной эклогитизации пород 
океанической коры при моделировании субдукции показало [73], что этот фактор играет 
ключевую роль в  развитии пологой субдукции 
в  раннедокембрийское время, при потенциальной температуре мантии Tp, превосходящей современное значение более, чем на 150°C, т.е. при 
ΔT  =  Tp − Tmodern ≥ 150 °C, где ΔT – добавочная 
температура мантии. Учитывая то, что пологая 
субдукция являлась широко распространенным, 
а  возможно, ‒ доминирующим стилем в  раннем 
докембрии, с  которым нередко различные научные школы связывают рост континентальной 
коры, мы полагаем, что целесообразно провести 
дальнейшие исследования влияния этого фактора на режим субдукции при разных кинетических сдвигах дискретной эклогитизации [2, 4, 19, 
22‒24, 30, 31, 61, 72, 85, 91, 94]. 
Цель статьи – установить влияние параметров 
дискретной эклогитизации на стиль субдукции 
в  обстановке активной окраины на различных 
этапах истории Земли по результатам численного 
геодинамического моделирования. 
МЕТОДЫ
Численное моделирование субдукции  
под активную континентальную окраину
‒ фазовые равновесия материала гидратированной океанической коры, осадков и мантии [42, 
60, 62, 84]. 
В модели рассматриваются (рис. 3):
‒ динамика литосферы, верхней мантии и переходной зоны в  вертикальном сечении;
‒ горизонтальный размер модели ‒ 4000 км; 
‒ вертикальный размер модели – 1000 км. 
Используется прямоугольная неравномерная 
сетка, имеющая 2041 × 381 узлов, которая обеспечивает наибольшее разрешение 1 км в  области 1500–3000  км по горизонтали и  0–200 км по 
вертикали.
Для задания литологической структуры и физических свойств материала, температуры, содержания воды, расплава и деплетирования используются лагранжевы маркеры, которые изначально 
плотно распределены случайным образом в ячейках эйлеровой сетки. 
В начальном состоянии этих маркеров >70 миллионов, по мере развития модели их количество 
увеличивается и  может достигать 150–200 миллионов. С  каждым шагом по времени маркеры 
перераспределяются в  соответствии с  расчетным 
полем скоростей, отражая постепенную трансформацию литологической структуры модели. 
Изменение положения маркеров позволяет моделировать деформацию среды, а  также проследить 
эволюцию P‒T условий пород. 
Приведены физические параметры всех типов 
пород, используемые в  нашей модели (Приложение 1: табл. П1).
В настоящей работе мы, аналогично [71, 73], 
подразделяем мантию не только на литосферу 
и  астеносферу, но вводим в  рассмотрение деплетированную мантию – 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. Термомеханическая 
граница литосферы и  астеносферы определяется на основании реологии сухого оливина [76] 
в  зависимости от давления и  температуры, мы, 
вслед за [90], проводим эту границу по изотерме 1300°С. Мощность деплетированной мантии 
и  литосферы существенно зависит от потенциальной температуры мантии, которая изменялась 
на протяжении истории Земли. Исследование 
частичного плавления перидотита с  использованием параметров [54] показало, что обедненная 
Нами проведено численное 2D моделирование 
субдукции океанической плиты под континентальную с  использованием оригинального кода 
I2VIS [43] для термомеханического и  петрологического моделирования геодинамических процессов. В  моделях рассматривается деформация 
вязкопластической среды под действием приложенных тектонических сил. Уравнения движения, 
неразрывности, сохранения массы и  энергии, теплопроводности в  движущейся среде решаются 
в  конечных разностях на недеформируемой смещенной сетке с использованием метода лагранжевых маркеров в  ячейке. 
В используемой нами 2D модели учитываются: 
‒ массовые силы, связанные с  тепловыми 
и  химическими неоднородностями;
‒ эффекты адиабатического сжатия/расширения, плавления/кристаллизации, вязкого трения 
и  радиогенного тепловыделения; 
‒ эклогитизация базальтовой и  габброидной 
коры; 
‒ фазовые переходы в мантии (оливин-вадслеит и  рингвудит-постшпинель);
ГЕОТЕКТОНИКА  №  4  2024

	
СТИЛЬ СУБДУКЦИИ НА РАЗНЫХ ЭТАПАХ ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ИСТОРИИ ЗЕМЛИ 	
7
0
200
400
2100
2300
2500
2700
2900
3100
3800
4000
X, км
10 см/год
100
500
Океаническая 
плита
0
200
400
2100
2300
2500
2700
2900
3100
3800
4000
X, км
Континентальная 
плита
Океаническая 
плита
Континентальная 
плита
10 см/год
100
500
900
1300 1500
1100
700
300
200
Океаническая 
плита
900
Континентальная 
плита
Океаническая 
плита
Континентальная 
плита
1300 1500
1100
700
300
200
400
0
400
Аккреционная
1700
Аккреционная
призма
верхняя
нижняя
Океаническая кора
0
Океаническая кора верхняя
нижняя
Континентальная кора верхняя
средняя
нижняя
призма
Континентальная кора верхняя
средняя
нижняя
1700
Z, км
Аккреционная
призма
верхняя
нижняя
Океаническая кора
100
300
500
700
Деплетированная мантия
Деплетированная мантия
Аккреционная
призма
Континентальная кора верхняя
средняя
нижняя
Океаническая кора верхняя
нижняя
Континентальная кора верхняя
средняя
нижняя
600
Z, км
100
300
500
700
Деплетированная мантия
Деплетированная мантия
600
900
100
Ослабленная зона
900
100
Ослабленная зона
1100
1100
1300
1300
Мантия
Мантия
800
800
200
200
1900
1900
2200
2400
2600
2800
3000
2200
2400
2600
2800
3000
1000
1000
Новообразованные или измененные материалы
Первичные материалы
9
а
б
а
б
Новообразованные или измененные материалы
Первичные материалы
1
2
3
4
5
6
7
8
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
а
б
9
а
б
а
б
1
2
3
4
5
6
7
8
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
а
б
Рис. 3. Основные элементы и  начальное состояние петролого-термохимической 2D модели.
Модель с добавочной температурой мантии ΔT = 150°C (Tp = 1450°C), скоростью конвергенции v = 10 см/год, возраста океанической литосферы 40 млн лет и мощностью континентальной литосферы HL = 150 км. 
На врезке: конфигурация предварительно заданной зоны субдукции.
Выделено (контур штрих-линией): область, изображенная на врезке.
Обозначены изотермы: с интервалом 200°С (тонкие линии белым), граница термальной литосферы (жирная линия 
белым). 
1 ‒ воздух; 2 ‒ вода; 3‒4 ‒ кора: 3 ‒ нижняя океаническая и континентальная, 4 ‒ верхняя океаническая; 5 ‒ 
осадки; 6‒7 ‒ континентальная кора: 6 ‒ верхняя, 7 ‒ средняя; 8 ‒ деплетированная мантия (>20%); 9 ‒ мантия; 
10 ‒ ослабленная зона; 11‒12 ‒ мантия: 11 ‒ серпентинизированная, 12 ‒ гидратированная; 13 ‒ гранитоиды и кислые вулканиты; 14 ‒ базальты из сухой мантии; 15 ‒ базальты: а ‒ частично расплавленные, б ‒ выплавленные из 
гидратированной мантии; 16‒17 ‒ частично расплавленная мантия: 16 ‒ сухая, 17 ‒ гидратированная; 18 ‒ рестит 
от плавления гидратированной мантии; 19 ‒ частично расплавленные: а ‒осадки, б ‒метабазиты; 20 –выплавка из: 
а ‒ осадков, б ‒ метабазитов
Начальные и  граничные условия
расплавом (деплетированная) мантия под океанической корой имеет толщину меньше, чем литосфера (т.е. деплетированная мантия находится 
внутри литосферы), если потенциальная температура мантии Tp ≤ 1400°C (т.е. ΔT ≤ 100°C), что 
соответствует условиям фанерозоя и  неопротерозоя. При более высоких температурах мантии 
деплетированная мантия значительно превышает 
толщину литосферной мантии [73] и представляет собой обширную область положительно плавучей, тугоплавкой, горячей и  маловязкой сухой 
подлитосферной мантии, которая может двигаться относительно независимо от погружающихся 
океанических плит и участвовать в создании килей континентов [71]. 
Мы провели серию численных экспериментов, 
в которых варьировались следующие основные характеристики:
‒ параметры эклогитизации слоев океанической коры; 
‒ потенциальная температура мантии;
‒ скорость конвергенции и  мощность континентальной литосферы. 
Это позволило представить большое разнообразие условий субдукции. 
Потенциальная температура мантии (Tp) была 
задана равной 1300 (Tmodern), 1450, 1500 и  1550°C 
(т.е. ΔT = Tp − Tmodern = 0, 150, 200 и  250°C), 
ГЕОТЕКТОНИКА  №  4  2024

ЗАХАРОВ и др.
корой переменной мощности (32–55 км) со средним значением 43 км [78]. По геофизическим, 
петрологическим и  геохимическим данным континентальная кора делится на две или три части: 
слои различной толщины, состава и  степени метаморфизма [36, 78, 88, 96]. 
В нашем моделировании принимается, что континентальная кора мощностью 40 км состоит из 
трех слоев: 
‒ верхняя кора (мощностью 15 км) кислого 
состава с  реологией влажного кварцита;
‒ средняя кора (мощностью 15 км) кислого 
состава с  реологией плагиоклаза;
‒ нижняя кора (мощностью 10 км) основного 
состава с  реологией плагиоклаза. 
В основном это соответствует переходу от гранит-зеленокаменных пород и  гнейсов в  верхней 
коре к  базитам в  нижней коре [79]. 
Все внешние границы модели являются свободными. Верхняя граница литосферы рассматривается как внутренняя свободная поверхность, 
которая эволюционирует с  учетом эрозии и  седиментации в  соответствии с  уравнением переноса Эйлера [26, 34, 84]. Максимальный уклон 
поверхности формирующейся осадочной призмы, 
что соответствует углу внутреннего трения, составляет ϕmax = 35° (tgϕmax = 0.7). 
Плотностная модель
В наших моделях основной движущей силой 
субдукции на начальных этапах является сила, 
определяющая принудительное движение океанической плиты, а затем возникают массовые силы, 
связанные с  изменением плотности. 
Плотность горных пород зависит от давления (P) 
и  температуры (T) согласно уравнению
 ρP,T = ρ0∙[1 – α(T – T0)]∙[1+ β(P – P0)],	
(1)
где ρ0 — стандартная плотность при P0 = 0.1 МПа 
и T0 = 298 K, α ‒ коэффициент теплового расширения; β — коэффициент барической сжимаемости (см. Приложение 1: табл. П1). 
Изменение плотности перидотитов и  метабазальтов/метагаббро – ключевых литологических 
образований, существенно влияющих на кинематику и  стиль субдукции – рассматривались в  соответствии с  петрологической моделью [62]. 
Наша модель учитывает превращения оливина 
в  вадслеит и  рингвудит (шпинелевый переход), 
а  затем ‒ в  бриджманит и  перовскит (перовскитовый переход) в  мантии [51, 53, 87]. 
что соответствует изменениям геодинамических 
условий ‒ от современных до раннедокембрийских  [48, 55, 56]. 
Океаническая геотерма определена по модели 
остывания плиты [90] с  мощностью 95 км для 
возраста океанического дна 40 млн лет, континентальная – по кусочно-линейной модели. 
Рассмотрены два варианта мощности континентальной литосферы: 
‒ HL = 80 км; 
‒ HL = 150 км. 
Постоянная горизонтальная скорость движения 
субдуцирующей океанической плиты задана в области, расположенной между 100 км и  1800 км 
по горизонтали и  между подошвой океанической 
коры и  изотермой 1300°C по вертикали. 
Рассмотрены два варианта скорости конвергенции (см. рис. 3): 
‒ 5 см/год;
‒ 10 см/год. 
Ранее нами было показано, что из-за низкой 
вязкости астеносферы при повышенных потенциальных температурах мантии в раннем докембрии характерные скорости субдукции значительно возрастают, и поэтому скорости субдукции до 
10 см/год являются обоснованными [69]. 
Для облегчения начала субдукции в  области 
активной окраины задана ослабленная зона, имеющая угол наклона ∠20°, с  реологией влажного 
оливина и пониженной прочностью [76] (см. Приложение: табл. П1). Основной характеристикой 
для нашего исследования являются параметры 
эклогитизации базальтов и  габбро.
Мы принимаем, что современная океаническая кора имеет толщину 7 км и состоит из слоя 
гидротермально измененных базальтов (мощность 2  км), подстилаемого слоем габброидов 
(мощность 5 км) с  реологией влажного кварцита и  плагиоклаза [76], соответственно (см. Приложение 1: табл. П1). В  серии проведенных 
нами экспериментов для моделирования субдукции в  докембрийских условиях мощность 
океанической коры линейно увеличивалась от 
20 км до 30 км при повышении потенциальной 
температуры мантии Tp от 1450 до 1550°С (при 
ΔT  = 150−250°C). 
Мантия представлена безводным перидотитом, 
который первоначально подвергается глубинному 
деплетированию в  соответствии с  потенциальной 
температурой мантии с  использованием модели 
плавления [54]. Современные архейские щиты 
и  платформы характеризуются континентальной 
ГЕОТЕКТОНИКА  №  4  2024