Окенический рифтогенез - Дубинин Е.П.
ISBN 5-89118-198-3
Скачать (прямая ссылка):
Гпубина, км
Рис. 4.15. Изменение формы очага в зависимости от скорости спрединга
Внедрения: 5 м каждые 100 лет (1/2 V— 5 см/год),
50 м/2500 лет (1/2 V= 2 см/год) и 50 м/5000 лет (1/2 К=1 см/год). Распределение коэффициента теплопроводности показано сверху справа, по [23]
достаточна для доминирования конвективного теплообмена, а значит, и существенного повышения эффективной теплопроводности пород здесь не происходит.
Эволюция магматической камеры в процессе ее формирования и остывания
Распределение эффективной теплопроводности
(4.11) можно рассматривать как одно из возможных распределений K(x,z), отражающее в самых общих чертах закономерности изменения интенсивности гидротермального теплообмена в коре (с глубиной и удалением от оси спрединга). Это распределение использовано в последующей серии расчетов, предназначенных для решения важной проблемы о влиянии скорости спрединга на форму и размеры осевого очага магмы.
Результаты моделирования представлены на рис. 4.15. Они показывают, что уменьшение полу-скорости спрединга в 2 раза (от 5 до 2,5 см/год) приводит к заглублению очага на 1,5 км и уменьшению полуширины очага на 1-1,2 км. При полу-скорости V = 1 см/год стационарный осевой очаг существует в виде поднятия высотой не более 300 м на глубине 5,5 км и неразличим сейсмическими методами. За предельное значение полуско-рости, ниже которого не существует коровый очаг, различимый геофизическими методами, можно принять полускорость V = 1,5см/год. При этом поднятие кровли очага над его крыльями не превосходит 0,5 км, а полуширина очага составляет 0,5-1 км [22; 23].
Заметим, что в данной постановке задачи стационарной, или асимптотической, формы магматической камеры, строго говоря, не существует. Форма камеры меняется непрерывно, но по прошествии
времени эти изменения становятся незначительными. Поэтому можно ввести понятие асимптотической, или “стационарной” формы камеры, понимая под ней ту форму, которая устанавливается за времена порядка 0,2-0,3 млн лет, сравнимые с геологическим временем существования таких структур (0,5-1 млн лет).
Результаты моделирования, представленные на рис. 4.16, а, иллюстрируют динамику процесса приближения формы магматической камеры к “стационарной”. Здесь рассмотрен пример с полу-скоростью раскрытия Ущ = 2,5 см/год. Но он характерен для всех рассмотренных скоростей раскрытия. Во всех случаях форма камеры отличается от асимптотической не более, чем на 5% уже через 100-150 тыс. лет после начала внедрения, т.е. после 40-60 циклов внедрения магмы на оси спрединга.
Динамика процесса, обратного рассмотренному выше, а именно, релаксация термического режима остывающего магматического очага, демонстрируется на рис. 4.16, б. Здесь форма очага до начала
а
Глубина, км
Расстояние от оси, км
б
Глубина, км
Расстояние от оси, км
Рис. 4.16. Динамика изменения формы очага при его формировании от начала внедрения до стационарной формы (о) и при его остывании (б), по [23]
а. У= 2,5 см/год; внедрение 50 м/2 тыс. лет. Время формирования (тыс лет) - кривые: 1 - 35 ; 2 - 60; 3 - 140 ; 4 - 350; б. Исходная форма (кривая 0) получена эпизодическим внедрением 50 м каждые 100 лет в течение 320 тыс лет. Времена остывания (тыс лет) - кривые: 1 ~ 1,2; 2 - 6,6; 3 - 10,4; 4 -20,4; 5-30,4; 6-50,4; 7-80,4;8- 180,4
его остывания обусловливалась внедрением интрузий полушириной 50 м каждые 1000 лет (V =5 см/год) в течение 320 ООО лет. Как видно из рис. 4.16, б, заметное изменение формы очага (увеличение полуширины в 2 раза) происходит в среднем через 20-30 тыс. лет после начала остывания. Перерыв в интрузиях в 100 тыс. лет и более приводит к исчезновению очага магмы.
Понимание процесса релаксации термического режима очага имеет исключительную важность при анализе эволюции гидротермальной активности по мере отмирания соответствующей ветви осевой зоны спрединга, происходящем, например, при локальном “перескоке” оси спрединга. Завершающие этапы гидротермальной активности в тектоно-магматическом цикле представляют особый интерес для процесса формирования месторождений сульфидных руд, так как в этих случаях образовавшиеся месторождения не перекрываются последующими излияниями лавовых потоков и существует большая вероятность их сохранения на поверхности дна океана. Однако необходимо подчеркнуть, что при численном моделировании процесса остывания очага магмы (см. рис. 4.16, 5) предполагалось, что интенсивность гидротермальной активности не меняется во время остывания очага. Это не совсем верно для времен, представленных на этом рисунке. Следует ожидать поэтому, что процесс остывания, начиная со времен t ~ 30 000 лет, будет проходить медленнее, чем следует из рис. 4.16, б. В последующем развитии модели будет учтено убывание гидротермальной активности одновременно с процессом заглубления границы проникновения гидротермальных вод по мере остывания очага.
В примерах, приведенных на рис. 4.15, полускорость спрединга равнялась 5 см/год. Такой процесс можно смоделировать как внедрениями интрузий с полушириной 50 м раз в 1000 лет, так и внедрениями интрузий с полушириной 25 м раз в 500 лет; возможны и другие варианты. Геофизические и геологические данные не позволяют выбрать определенный вариант. Поэтому при анализе решений, рассмотренных выше, возникает естественный вопрос: насколько полученные результаты зависят от принятых значений частоты внедрения интрузий.
