Numerische Modellierung der thermochemischen Konvektion
Thermochemische kompressible Konvektion wird mit dem Code StagYY23 in zweidimensionaler sphärischer Ringgeometrie24 untersucht. Die Gleichungen der Impuls-, Massen- und Energieerhaltung werden mit einem parallelen MUMPS-Löser aus dem PETSc-Paket25 gelöst. Die Finite-Differenzen-Approximation wird auf einem gestaffelten Gitter26 mit einer radial variierenden Auflösung (höher in den Grenzschichten und am 660-Phasenübergang) verwendet. Das Gebiet wird durch 64 (radial) mal 512 (lateral) Zellen diskretisiert. Sowohl für die äußeren als auch für die inneren Ränder werden freie Gleitrandbedingungen verwendet. Die Oberflächentemperatur ist auf 300 K und die anfängliche Kerntemperatur auf 6.000 K festgelegt.
Ein Tracer-Feld wird mit Hilfe einer divergenzfreien räumlichen Interpolation des Geschwindigkeitsfeldes zweiter Ordnung und einem Runge-Kutta-Schema vierter Ordnung durch die Zeit durch das Netz bewegt. Jeder Tracer trägt mehrere Größen, wie Wassergehalt, Zusammensetzung, Temperatur und radiogene Heizrate. Die Verwendung dieser Felder auf Tracern begrenzt die numerische Diffusion. Radiogene Elemente werden beim Schmelzen verteilt: Basaltische Schmelzen sind 100-mal stärker angereichert als ihr fester Rückstand. Der Einfachheit halber wird angenommen, dass Wasser vollständig in die obersten 10 km eindringt und durch den gesamten Mantel advoziert wird. Das Kompositionsmodell behandelt feste und geschmolzene Gesteine als eine lineare Kombination von Basalt (Krustenmaterial) und Harzburgit (verarmter Mantel). Der primordiale Mantel beginnt mit einer anfänglichen petrologischen Zusammensetzung von 20 % Basalt und 80 % Harzburgit, der eine Mischung aus 60 % Olivin und 40 % Pyroxen-Granat ist. Zur numerischen Effizienz wird die Zusammensetzung auf Tracern gespeichert, während die Schmelzberechnungen auf dem Netz durchgeführt werden. Zu diesem Zweck wird ein vermaschtes Zusammensetzungsfeld in den Zellzentren berechnet, indem die Tracer innerhalb der Zelle gemittelt werden. Auf dem Netz wird bei jedem Zeitschritt ein Schmelzanteil berechnet, indem die Druck-Temperatur-Bedingungen mit einer zusammensetzungsabhängigen Solidusfunktion verglichen werden, wobei eine latente Wärme von 600 kJ kg-1 berücksichtigt wird. Sobald die Menge der Schmelze auf dem Netz berechnet ist, wird die entsprechende Masse des geschmolzenen Materials auf dem Tracerfeld erzeugt. Wenn das Schmelzen in weniger als 300 km Tiefe stattfindet, werden geschmolzene Tracer mit vollständig basaltischer Zusammensetzung entweder an die Spitze des Gebiets (Eruption) oder an den Boden der Kruste (Intrusion) transportiert. Die Temperatur der eruptierten Tracer wird auf Oberflächentemperatur gebracht, wodurch sich schnell eine kalte Lithosphäre bildet. Die Temperatur der intrudierten Tracer berücksichtigt nur die adiabatische Dekompression, was zu einer warmen Lithosphäre führt. Die Materialsäule zwischen der Schmelzquellenregion und dem Intrusions- oder Eruptionsort wird sofort nach unten befördert, um Masse zu erhalten. Der feste Rückstand, den der Eruptions-Intrusionsvorgang hinterlässt, ist reiner Harzburgit. Für weitere Details zur Implementierung siehe refs 27 und 28. Die Viskosität ist sowohl tiefen- als auch temperaturabhängig und folgt der Arrhenius-Formulierung (siehe Ref. 18 für Details). Die Dichte wird als Summe von Druck-, Wärme- und Zusammensetzungseffekten berechnet, einschließlich Festkörper-Phasenübergängen. Olivin- und Pyroxen-Granat-Phasen werden separat behandelt, so dass die mit dem Basalt-Eklogit-Phasenübergang verbundene Dichteerhöhung berücksichtigt werden kann. Die Eklogitisierung treibt den Tropfprozess an, der während der ersten paar hundert Millionen Jahre nach der Kristallisation des Magmaozeans beobachtet wird (siehe Ref. 18 für Details).
Wir nehmen an, dass die viskose Deformation durch den Diffusionskriechprozess funktioniert, der einem temperatur- und druckabhängigen Arrhenius-Gesetz folgt:
wobei η0 die Referenzviskosität (1020 Pa s) bei Druck Null und Referenztemperatur T0 (1600 K) ist, Δη ein Faktor ist, der verwendet wird, um Viskositätssprünge zwischen den verschiedenen Schichten i zu erzwingen (bis zu 5 oder 6), Ei die Aktivierungsenergie in Schicht i ist, P der Druck ist, Vi das Aktivierungsvolumen ist, R die Gaskonstante ist (8.314 J mol-1 K-1) und T ist die absolute Temperatur. Verschiedene Werte für Ei und Vi werden für den oberen und unteren Mantel und für die Post-Perowskit-Schicht nahe der Kern-Mantel-Grenze verwendet29,30,31 (siehe Erweiterte Daten Tabelle 3). Im unteren Mantel nimmt das Aktivierungsvolumen mit zunehmendem Druck ab gemäß:
Pi ist in der Erweiterten Datentabelle 3 angegeben (oder ist unendlich, falls nicht angegeben). Am Übergang zwischen oberem und unterem Mantel wird ein Viskositätssprung von 30 angenommen32.
Das plastische Fließen in der Lithosphäre wird mit einer Fließspannung τy nach dem Byerlee-Ansatz20 berechnet:
wobei f der Reibungskoeffizient ist. Die effektive Viskosität wird berechnet als:
wobei 
die zweite Invariante des Dehngeschwindigkeitstensors ist. Die Viskosität hängt nicht vom Schmelzanteil oder der Zusammensetzung ab.
Da wir für kompressible Konvektion lösen, sind die adiabatische Temperatur, die Dichte, die Wärmeleitfähigkeit, die thermische Ausdehnung und die Wärmekapazität druckabhängig und folgen einer Birch-Murnaghan-Zustandsgleichung dritter Ordnung, die den Schüttungsmodul mit dem Druck in Beziehung setzt (siehe Ref. 31 für eine detaillierte Erklärung). Am wichtigsten für die vorliegende Studie ist, dass die Mantelmaterialien als eine Mischung aus Olivin-, Pyroxen-Granat- und Schmelze-Phasensystemen behandelt werden, die einer Parametrisierung folgen, die auf mineralphysikalischen Daten33,34 basiert. Jedes Phasensystem hat seine eigenen Phasenübergangstiefen und physikalischen Eigenschaften. Die Dichte der Schmelze nimmt mit dem Druck gleichmäßig zu. Die Dichten von festem Olivin und Pyroxen-Granat nehmen ebenfalls gleichmäßig mit der Tiefe zu, enthalten aber auch Sprünge bei den Phasenübergängen, wie in Tabelle 4 der erweiterten Daten gezeigt wird. Insbesondere der Basalt-Eklogit-Phasenübergang, der in einer Tiefe von etwa 60 km liegt, hat einen Effekt erster Ordnung auf die Dynamik der Lithosphäre18. Oberhalb des Eklogit-Phasenübergangs ist Basalt um 160 kg m-3 leichter als Olivin. Unterhalb des Phasenübergangs wird der aus Basalt gebildete Eklogit um 190 kg m-3 dichter als Olivin, was leicht zu mechanischen Instabilitäten innerhalb der Lithosphäre führt. Im tieferen Mantel zeigen sowohl Pyroxen-Granat als auch Olivin ebenfalls Dichtezunahmen mit der Tiefe an den Grenzen der Übergangszone und auf der Oberseite der Post-Perowskit-Schicht (siehe Erweiterte Daten Tabelle 4). Der Druck PPT, bei dem der Phasenübergang stattfindet, ist temperaturabhängig: PPT = P0 + γT, wobei P0 ein Referenzdruck ist. Die Clapeyron-Steigungen γ jedes Übergangs (siehe Tabelle 4) quantifizieren diesen Effekt.
Schätzung der Volumina des produzierten TTG
Die Volumina der in Abb. 2c dargestellten TTG-Gesteine werden über einen zweistufigen Prozess ermittelt. Zunächst berechnen wir das Volumen des hydratisierten Basalts, das den Druck-Temperatur-Bedingungen für die TTG-Bildung entspricht (siehe Erweiterte Daten Tabelle 1 und Ref. 11). Um das Volumen des TTG-Gesteins in einer dreidimensionalen sphärischen Geometrie zu erhalten, berechnen wir die durchschnittliche globale Dicke, die erzeugt wurde, und multiplizieren sie mit der Erdoberfläche für jeden Zeitschritt t. Dann summieren wir über alle Zellen i der Rechendomäne für eine bestimmte Zeit t und erhalten ein momentanes Volumen von TTG:
wobei S die Oberfläche der Erde ist, δzi ist die Dicke, die die Zelle i hätte, wenn sie über die gesamte Oberfläche der Rechendomäne ausgebreitet wäre. 
ist eine dimensionslose Wasserkonzentration (1 für vollständig hydratisiertes Gestein) und 
ist eine dimensionslose ‚Basaltkonzentration‘ (1 für Basalt, 0 für Harzburgit). Das Volumen wird durch 2 geteilt unter der Annahme, dass der durchschnittliche Grad des partiellen Schmelzens von hydratisierter Basaltkruste, die TTG-Schmelze produziert, 50% entspricht35. Die Zellsummierung wird nur für Zellen durchgeführt, die sowohl Wasser- als auch Basaltkonzentrationen aufweisen, die höher sind als die Hälfte des auferlegten Oberflächenwassergehalts (d.h. die eine große Menge hydratisierter Basaltkruste enthalten).
Das kumulative Volumen V(t) in Abb. 2c wird durch gewichtete Zeitintegration des momentanen Volumens v(t) erhalten:
wobei VTTG-P das Volumen des Gesteins bei den für die TTG-Bildung relevanten Druckbedingungen ist (ein konstanter Wert) und Vhbs das Volumen des hydratisierten Basalts im gesamten Bereich ist. Wir vernachlässigen seltene Situationen, in denen ∂Vhbs/∂t negativ ist. Gleichung (6) stellt sicher, dass TTG nur dann produziert wird, wenn die für ihre Bildung relevanten Bedingungen erfüllt sind (v ist ungleich Null) und wenn auch tatsächlich neuer hydratisierter Basalt gebildet wird (∂Vhbs/∂t ist positiv). Diese Strategie ist wesentlich robuster als die einfache Integration des Gesteinsvolumens bei Bedingungen für die TTG-Bildung ohne jegliche Gewichtung. Eine Gleichgewichtskonvektionssituation, in der kein Basalt mehr gebildet wird, aber die Geothermie in der Kruste den Bedingungen für die TTG-Bildung entspricht, würde das Volumen der tatsächlich produzierten TTGs dramatisch überschätzen.
Allerdings muss die quantitative Datenextraktion aus unseren numerischen Simulationen mit Vorsicht betrachtet werden. Unser vereinfachter Algorithmus zur Berechnung des Volumens der TTG-Kruste (Methoden) verwendet einen durchschnittlichen Grad der hydratisierten basaltischen Krustenschmelze und erzeugt und verfolgt nicht direkt TTG-Gesteinsregionen innerhalb der Kruste. Regionale Modelle mit direkter Verfolgung von TTG-Gestein zeigen im Allgemeinen höhere Krustenwachstumsraten10 , aber eine solche Verfolgung ist auf globaler Ebene aufgrund der fehlenden numerischen Auflösung noch nicht machbar. Außerdem überschätzt unser vereinfachtes Modell möglicherweise die Dauer von Episoden mit stagnierendem Deckel (fast 50% der Simulationszeit, Abb. 2), die vernachlässigbare Mengen an TTG-Gestein produzieren. In höher aufgelösten regionalen Modellen ist die Dauer solcher Episoden auf etwa 80 Millionen Jahre begrenzt9,10 , was auf die lokalisierte Schwächung der Lithosphäre durch magmatische Prozesse zurückzuführen ist, die in unserem vereinfachten globalen Modell nicht implementiert ist. Im Folgenden diskutieren wir die möglichen Implikationen der vorliegenden Studie für die Dynamik der Venus.
Verfügbarkeit des Codes
Vergleich unserer numerischen Simulationen mit Feldbeobachtungen
Der Vergleich unserer numerischen Ergebnisse mit der Vielfalt und Komplexität der Felddaten von archaischen Kratonen ist anspruchsvoll. Wir können zwar beurteilen, ob bestimmte rheologische Bedingungen und magmatische Verhaltensweisen zur Bildung von felsischen Gesteinen auf der frühen Erde führen können, aber wir können sicherlich nicht die Komplexität der petrologischen und geochemischen Daten erklären, die in den letzten Jahrzehnten berichtet wurden. Wir werden uns daher auf das Bild erster Ordnung konzentrieren, auf das sich die Gemeinschaft der archäischen Feldgeologen geeinigt hat. Wir sind zuversichtlich, dass unsere numerischen Modelle eine robuste Antwort hinsichtlich der notwendigen hohen Intrusionseffizienz geben, um eine vernünftige Verteilung der TTG-Gesteine zu erzeugen. Dennoch sollten wir nicht vergessen, dass unseren Modellen noch wichtige Prozesse fehlen, die einen detaillierten Vergleich mit Felddaten gefährlich und wahrscheinlich irreführend machen würden, obwohl die einfache Botschaft dieser Studie immer noch gültig wäre.
Erstens ist unsere Rheologie nicht zusammensetzungsabhängig, was uns daran hindert, einen sehr steifen subkontinentalen lithosphärischen Mantel zu erzeugen. Allerdings ist unsere Viskosität stark temperaturabhängig (wie es die experimentellen Daten nahelegen), was an sich schon eine sehr viskose subkontinentale Lithosphäre erzeugt. Diese nicht-triviale Funktionalität ist nur möglich, weil wir sehr robuste parallele direkte Löser verwenden18,25. Zweitens, da wir eine Milliarde Jahre der globalen Mantelentwicklung betrachten, kann die Auflösung in unseren Modellen nicht hoch genug sein, um die Details der Krustenprozesse zu untersuchen, die für Feldgeologen, die den Top-Down-Ansatz verwenden (Verknüpfung von „Oberflächen“-Daten, um ein globales geodynamisches Bild zu suggerieren), sehr wertvoll sind. Diese wichtige Einschränkung erlaubt es uns nicht, regionale Krustenprozesse (wie Kuppel- und Kielstrukturen) zu modellieren, die das Temperaturprofil in der Kruste verändern würden. Solche Simulationen wurden mit hochauflösenden dreidimensionalen Simulationen durchgeführt9 und deuten auf ein ähnliches Bild wie unseres hin, allerdings auf regionaler Ebene. Darüber hinaus ist unser Ansatz mit Sicherheit gültig, da eine Krustenumwälzung nur dann stattfindet, wenn die Kruste überhaupt erst einmal produziert wird, was wir modellieren können. Drittens ist unser petrologisches Modell relativ einfach, da wir bestimmen wollen, welche globale geodynamische Umgebung zu günstigen Bedingungen für die TTG-Bildung führt. Schließlich wurden unsere Simulationen in zwei Dimensionen durchgeführt, weil dreidimensionale Simulationen rechnerisch sehr teuer sind und es uns nicht erlaubt hätten, unseren Parameterraum systematisch zu untersuchen. Mit diesen modellinhärenten Einschränkungen im Hinterkopf vergleichen wir die in unseren numerischen Modellen beobachteten Merkmale mit geodynamischen Szenarien, die auf Felddaten basieren.
Obwohl nur sehr wenige archäische Gesteine auf der Erde erhalten sind, scheint es weithin akzeptiert zu sein, dass sich der tektonische Modus kurz nach Beginn des Paläoarchaikums, vor etwa 3,55 Milliarden Jahren, stark verändert hat36. Tatsächlich ist alles Material, das älter als dieses Alter (im Eoarchean) ist, in gestapelten hochgradigen Gneisterranen zu finden, während die später (während des größten Teils des Paläoarchean) entstandenen felsischen Gesteine aus einem weniger katastrophalen tektonischen Umfeld hervorgegangen zu sein scheinen, das stabil genug war, um Krustendiapirismus zu erzeugen16. Es gibt derzeit keinen Konsens über den geodynamischen/tektonischen Prozess, der die verschiedenen Strukturen bildet, von denen Feldstudien berichten7,16. Eoarchische Strukturen zeigen eine intensive Deformation und werden manchmal als Subduktions-Akkretions-Terrane37 oder als Ergebnis von heißen Orogenen38 interpretiert. Die einzigen bekannten Kratone aus dieser Zeit wurden im Itsaq-Gneiskomplex in Westgrönland und in der Superior-Provinz in Kanada gefunden7. Paläoarchäisches felsisches Material findet sich im Kaapvaal-Kraton (hauptsächlich in Südafrika) und im Pilbara-Kraton (Westaustralien). An beiden Orten hat die Kruste anscheinend eine interne Umkippung erfahren und TTG-Dome gebildet, die von komatiitischen und basaltischen „Kielen“ umgeben sind, die mit Sedimenten gefüllt sind. Es wird angenommen, dass das Auftreten dieser Kuppel- und Kielgeometrien nur durch die Bildung eines sehr zähflüssigen subkontinentalen lithosphärischen Mantels möglich ist, der stark genug ist, um die felsische Kruste trotz ihres Diapirismus an ihrem Platz zu halten39. Außerdem scheint es, dass der felsische Plutonismus, der die Kuppel- und Kielstrukturen erzeugt, mit mehreren Impulsen von Magmatismus verbunden ist, von denen man annimmt, dass sie auf einen stationären Plume unterhalb des Kratons zurückzuführen sind40. So berichten Feldgeologen von zwei Haupttypen von archaischem Material: Eoarchäische gestapelte Terrane, die eine sehr intensive Deformation zeigen, und paläoarchäische Kuppel- und Kielstrukturen, die offenbar eine moderatere Konvektion erfordern.
Die scheinbar ruhige Phase des Paläoarchaikums scheint mit dem Beginn des Mesoarchaikums (vor 3,2 Milliarden Jahren) zu enden, an dem eine stärkere Deformation beobachtet wird. Dies wurde als Beginn der Plattentektonik7 interpretiert, aber diese Frage liegt außerhalb des Rahmens des vorliegenden Briefes und wir werden hier nur anmerken, dass wichtige Deformation vor 3,2 Milliarden Jahren beginnen soll.
Unsere numerischen Simulationen stimmen gut mit dem Hauptergebnis dieser Feldbeobachtungen überein. Erweiterte Daten Abb. 1 zeigt einen Vergleich unserer Simulationen (unteres Feld) mit den zuvor erwähnten Felddaten (oberes Feld) im Zeitverlauf. In Übereinstimmung mit den milonitisierten gestapelten Terranen aus dem Eoarchean in Westgrönland und der Superior-Provinz beobachten wir in unseren Simulationen immer eine Anfangsphase intensiver Deformation. Diese starke Periode ist in Abb. 2a (links, die „tropfende“ Phase) zu sehen und dauert je nach Rheologie der Lithosphäre einhundert Millionen Jahre bis zu siebenhundert Millionen Jahre (siehe rote und bräunliche Regionen am unteren Rand von Extended Data Abb. 1). Die Dripping-Phase ergibt sich aus folgenden Modellannahmen: Die sehr hohe anfängliche Kerntemperatur41 erzeugt intensive Plumes und der obere Mantel ist vollständig angereichert. Während dieser Hunderte von Millionen Jahren wird eine große Menge an mafischer Kruste produziert. Im Anschluss daran beobachten wir sowohl das Abdriften von eklogitischen Brocken von Hunderten von Kilometern Größe als auch eine proto-subduktionsähnliche Oberflächentektonik, wie in Abb. 2 zu sehen ist. Ein solches Verhalten deutet darauf hin, dass die Geodynamik des Eoarchiums eine Kombination aus vertikalen tektonomagmatischen Prozessen und kurzlebigen plattentektonischen Ereignissen gewesen sein könnte, die sich nur schwer mit einem Paradigma interpretieren lassen. Die meisten der Nieder- und Mitteldruck-TTG-Gesteine werden während dieses Zeitraums gebildet.
Der Dripping-Phase folgt immer eine ‚Stagnant-Lid‘-Phase, die die nötige Stabilität für die Bildung der Kuppel- und Kiel-Strukturen bieten würde (gelbe Regionen im unteren Panel der Extended Data Abb. 1). Außerdem beobachten wir eine überraschende räumliche Stabilität der Plumes, die auf die Setzung und langsame Erwärmung der riesigen eklogitischen Blöcke an der Kern-Mantel-Grenze zurückzuführen ist. Hauptsächlich werden in dieser Phase Hochdruck-TTGs gebildet, obwohl auch eine kleine Menge an Mitteldruck-TTGs produziert wird. Es ist hier zu erwarten, dass regionale Krustenumwälzungen die Bildung von mehr Mittel- und Niederdruck-TTGG-Gesteinen verursachen.
Interessanterweise folgen auf die Ruhephase manchmal sehr intensive Auftauchereignisse (lila Regionen in Extended Data Abb. 1), bei denen der Großteil der noch vorhandenen mafischen Kruste recycelt wird. Extended Data Abb. 1 zeigt, dass größere Resurfacing-Ereignisse nach 800 Millionen Jahren der Erdentwicklung (also vor genau 3,2 Milliarden Jahren) bei einer Intrusionseffizienz von 90 % auftreten. Diese sekundäre Resurfacing-Episode aufgrund der Reaktivierung der globalen Konvektion (sobald die Eklogitblöcke an der Kern-Mantel-Grenze warm genug sind) kann jedoch zu verschiedenen Zeiten der Erdentwicklung auftreten. Insgesamt erzeugen die Simulationen mit einer Intrusionseffizienz von 90 % geodynamische Übergänge, die mit den allgemeinen geologischen Aufzeichnungen übereinstimmen und die erwarteten Mengen an TTG-Gestein produzieren.
Zusammenfassend zeigen wir, dass unsere Simulationen nicht nur die Bedeutung des Intrusionsmagmatismus für die Produktion von proto-kontinentaler Kruste bestätigen, sondern auch mit geologischen Beobachtungen für archaische Krater übereinstimmen. Für einen detaillierteren Vergleich unserer Modelle mit Felddaten sind jedoch weitere Modellverbesserungen erforderlich (und in Arbeit). Wir erwarten, dass nur wenige der während der Dripping-Phase produzierten Nieder- und Mitteldruck-TTGs erhalten bleiben (was wir in unseren Modellen noch nicht sehen können) und mehr dieser TTGs während des Dome- und Kiel-Prozesses in der Ruhephase produziert werden könnten. Wir haben gezeigt, dass die anfängliche Dripping-Phase eine Mischung aus vertikaler und kurzlebiger horizontaler Tektonik für einige hundert Millionen Jahre erzeugt. Die Blöcke aus mafischem Material, die während dieser anfänglichen Episode produziert werden und zur Kern-Mantel-Grenze absinken, könnten für eine stagnierende Phase von einigen hundert Millionen Jahren verantwortlich sein. Und schließlich ist eine globalere Konvektionsphase zu erwarten, wenn der Eklogit an der Kern-Mantel-Grenze warm genug ist. Insgesamt stimmen diese qualitativen Beobachtungen gut mit quantitativen Messungen der Volumina von TTG-Gestein überein, wenn (und nur wenn) eine hohe Intrusionseffizienz berücksichtigt wird.
Implikationen der vorliegenden Studie für die Dynamik der Venus
Kürzlich wurde vorgeschlagen, dass die Venus – obwohl sie keine kontinentale Kruste besitzt – ein besseres Analogon für die archaische Erde sein könnte als der Jupitermond Io7,42,43. Zu diesem Zweck stellen wir kurz das derzeitige Wissen über die Venustektonik zusammen und vergleichen es mit Ergebnissen numerischer Modelle, wie folgt. Die geringe Anzahl von Kratern auf der Venus führte zu der Schlussfolgerung, dass der Planet in den letzten Milliarden Jahren ein globales Resurfacing-Ereignis erlebt hat21,42,44,45,46. Venus-ähnliche globale Resurfacing-Ereignisse können in globalen Modellen beobachtet werden, die sowohl extrusive22 als auch intrusive Krustenbildungsmodelle47 berücksichtigen (siehe auch Abb. 2), so dass zusätzliche geologische Randbedingungen notwendig sind, um zwischen den Krustenbildungsszenarien zu unterscheiden. Spektrometrische Messungen an den Venera- und Vega-Landestellen zeigten, dass die Oberfläche der Venus von basaltischem Material dominiert wird48, so dass ein gewisser Anteil der erzeugten Schmelze auf der Venus extrudiert werden muss. Es gibt jedoch auch deutliche Anzeichen für eine Deformation der Lithosphäre, wie Novae49,50, Coronae51,52,53,54 und Tessera-Terrains55, während die Existenz von Subduktionszonen unsicher bleibt56. Es wird vermutet, dass Dike-Intrusionen für die Bildung von Novae wichtig sind57 und strukturelle Analysen deuten darauf hin, dass sich Novae im Laufe der Zeit zu koronaähnlichen Strukturen entwickeln können50. Korona-Bildungsmodelle, die die Biegung einer dicken und starken Lithosphäre58,59 einbeziehen, reproduzieren einen Teil der neun beobachteten topographischen Gruppen von Koronen; allerdings neigen diese Modelle dazu, die Größe der Koronen zu überschätzen. Das Modell einer dicken und kalten Lithosphäre wurde durch neuere Studien in Frage gestellt, die eine geringe elastische Dicke von weniger als 20 km für große Teile der Venus nahelegen (was eine dünne und warme Venuslithosphäre impliziert60,61). Eine aktuelle Studie, die diese neuen Daten berücksichtigt, indem sie die Intrusion von Schmelze in die untere Kruste der Venus modelliert, zeigte, dass sich Koronen selbstkonsistent aus Novae-Strukturen entwickeln können62, in Übereinstimmung mit geologischen Daten. Zusammenfassend scheint ein Krustenbildungsmodell, das sowohl die extrusive als auch die intrusive Krustenbildung berücksichtigt, notwendig zu sein, um die beobachtete Tektonik auf der heutigen Venus zu erklären.