Окенический рифтогенез - Дубинин Е.П.
ISBN 5-89118-198-3
Скачать (прямая ссылка):
Для анализа этой проблемы был проведен ряд сравнительных расчетов: а) для полускорости спрединга Ущ = 5 см/год с внедрениями интрузий полушириной 5 м один раз в 100 лет (5м /100 лет), 25 м/500 лет и 50 м/1000 лет; б) для У]/2 =2,5 см/год с внедрениями 25 м/1 000 лет и 50 м/2 000 лет и в) для У\/2 =1,0 см/год с внедрениями 50м/5 000 лет и 100м/10 000 лет. Результаты расчетов показали, что глубина кровли очага с точностью до 100-200 м перестает зависеть от ширины интрузии и соответствующей частоты внедрений как только время, прошедшее с начала процесса, включает в себя более 20 циклов внедрений с максимальной шириной интрузий из рассмотренного набора вариантов [23].
Влияние гидротермальной циркуляции на процесс формирования магматической камеры
Эксперименты с породами базальтового состава показывают, что микротрещины в этих породах закрываются при температурах выше 725° С (см., например, [276]). Поэтому имеет смысл ограничить максимальную глубину проникновения гидротермальных вод изотермой Т= 725° С, которую будем называть “реологической”. В области, ограниченной сверху изотермой Т = 725° С, а снизу изотермой начала плавления базальта Т= 1150° С, фиксирующей в нашей модели кровлю осевой камеры, будет доминировать кондуктивная теплопроводность. Значение коэффициента теплопроводности не должно здесь сильно превосходить нормальное значение для пород коры (6-1СГ3 кал/см-с- °С). В то же время и внутри очага, как отмечалось выше, это значение не будет высоким из-за малой степени плавления базальта. Для простоты принято, что значение эффективной теплопроводности равнялось 9-10'3 кал/см-с- °С всюду в области ниже реологической изотермы Т=725° С. Тогда распределение эффективной теплопроводности в примерах, рассмотренных ниже, выглядит так [25]:
3,0 + (К„,./Ка)екр(г2х) 0<х<6км
1,5 Г > 725" С
1,0 л‘>й/си(
(4-12)
где /С0 = 6-10 кал/см-с- °С - нормальная теплопроводность коры, а (К0С+3-К0) - значение эффективной теплопроводности, соответствующее максимальной гидротермальной активности на оси хребта; х - расстояние от оси хребта в км. Можно отметить, что принятое распределение эффективной теплопроводности (4.12) не претендует на точное воспроизведение реальной картины смешанного гидротермально-кондук-тивного теплообмена в окрестности осевых зон спрединга. Оно отражает лишь самые общие черты этого процесса, а именно: резкое убывание гидротермальной активности с удалением от оси спрединга и ограничение ее действия по глубине границей пластичности материала коры.
Уменьшение глубины проникновения гидротермального теплообмена в коре от уровня изотермы солидуса 7М 1500 С, принятого в предыдущих вариантах, до уровня реологической изотермы Т=725° С привело к снижению эффективной теплопроводности пород в области между изотермами до кондуктивной и, как показали расчеты, к поднятию кровли камеры на 250-300 м [23].
Роль скрытой теплоты плавления базальтовых пород в процессе формирования осевой магматической камеры
Необходимо подчеркнуть, что рассмотренная модель является существенно нестационарной. Выделение скрытой теплоты при затвердевании и плавлении базальта значительно повышает тепловую инерционность среды и может иметь определяющее значение для формирования осевого очага магмы в разумные интервалы времени. Численные расчеты показали, что без учета скрытого тепла плавления кровля камеры поднималась от исходной глубины 7 км всего лишь на 0,5-0,7 км даже по прошествии 100 тыс. лет, тогда как в варианте с учетом скрытой теплоты к этому времени она поднималась на 5,5 км и устанавливалась на глубине около 1,5 км от поверхности дна, т.е. близко к своему “стационарному” пределу. Аналогично, если погружение кровли камеры на 1 км в модели ее остывания с учетом теплоты плавления достигалось за 13-15 тыс. лет, то в модели остывания без выделения тепла плавления та же амплитуда погружения кровли остывающей камеры достигалась всего лишь через 5-7 тыс. лет [25].
В этой ситуации могут оказаться существенными и некоторые детали процесса выделения скрытой теплоты плавления. Так, в примерах, рассмотренных выше, принималось приближение линейной зависимости степени кристаллизации Y от температуры в интервале между солидусом (7>) и ликвидусом (7/,) базальтовых пород:
Y=(Tl-T)I(Tl~Ts). (4.13)
Тогда количество теплоты кристаллизации, выделяемое при изменении температуры на Г в пределах интервала Ts< Т < TL будет равно
q = L (Y (T+AT)-Y(T)) = -L-AT/{TL-Ts), (4.14)
а эффективная теплоемкость пород в том же интервале температур:
C'r=Cr+Ll(TL-Ts), (4.15)
где Ср - нормальная теплоемкость пород для T<Ts. Однако эксперименты по затвердеванию магмы показывают, что степень кристаллизации магмы является скорее квадратичной, нежели линейной функцией температуры [543]
Y=[(.TL-f)/(.TL-Ts)Y (4.16)
и тогда:
С'Р = CP+L-2(TL-T)/(TI -Tsf Для Ts< Т< Т. (4.17)
