Окенический рифтогенез - Дубинин Е.П.
ISBN 5-89118-198-3
Скачать (прямая ссылка):
Рис. 4.19. Эволюция кровли магматической камеры для среднего спрединга при формировании (а) и при остывании камеры (б), по [25]
а. V- 6 см/год; внедрение интрузии 60 м/2000 лет; обновление линзы расплава раз в 400 лет. Время формирования (тыс. лет) - кривые: 1 - 70; 2 - 140; 3 - 210; 4 - 280. б. Время остывания (тыс. лет) - кривые: / - 0; 2 - \; 3 - 3; 4 - 5; 5 — 1; б - 10; 7-15; 8 - 20; 9 — 30; 10 - 40
имеет следствием уменьшение ее ширины. Результаты, представленные на рис. 4.18, подтверждают значительное влияние параметров линзы на форму магматической камеры.
Рисунок 4.19, а иллюстрирует процесс формирования осевого очага магмы для хребтов со средними скоростями спрединга. Спрединг коры воспроизводился здесь эпизодическими внедрениями интрузий шириной 60 м один раз в 2000 лет. Период обновления состава линзы составлял в этом варианте один раз в 400 лет. В соответствии с сейсмическими данными нижняя граница области счета принималась на 1 км ниже, чем в случае быстро раздвигающихся хребтов. В модели, представленной на рис.4.19, а, учтен также факт, что интенсивность гидротермальной конвекции в осевой зоне хребтов с умеренными скоростями раздвижения, как правило, меньше, чем в осевой зоне быстро раздвигающихся хребтов. Поэтому максимальное значение эффективной теплопроводности К1Ка в осевой зоне хребта было принято равным 18 (в отличие от 28 в варианте рис. 4.17).
Уменьшение скорости спрединга с 10 до 6 см/год привело, как и следовало ожидать, к заметному сужению очага, но заглубления кровли камеры, в отличие от ситуации рис. 4.14, не произошло в основном из-за влияния линзы расплава. Модификация модели, касавшаяся глубин проникновения гидротерм и механизма выделения скрытого тепла плавления, имела существенное влияние на форму камеры и на процесс релаксации термического режима очага.
В варианте, представленном на рис. 4.17, б, исходная форма очага перед началом процесса релаксации соответствовала времени t = 280 000 лет (кривая 4) на рис. 4.17, а. В модели остывания
очага учитывалось, что нижняя граница проникновения гидротерм по мере остывания очага погружается, следуя за “реологической” изотермой Т=125° С. В самом деле, источником энергии для поддержания гидротермальной деятельности в осевой зоне хребта служит, как известно, тепловой поток через кровлю магматического резервуара. Величина этого потока пропорциональна градиенту температуры в зоне с преобладающей кондуктивной теплопроводностью, т.е. обратно пропор-
циональна ширине зоны. Как отмечалось выше, эта зона ограничена сверху реологической изотермой Т=125° С, а снизу - изотермой солидуса базальта Т ~ 1150° С. По мере остывания очага ширина зоны кондуктивной теплопроводности увеличивается, и интенсивность гидротермальной активности падает. В модели этот процесс учитывался через изменение коэффициента эффективной теплопроводности коры в области, расположенной выше реологической изотермы, обратно пропорционально ширине кондуктивной зоны [23]. Последняя менялась не только как функция времени остывания очага, но и с расстоянием от оси хребтах.
Динамику погружения кровли очага в режиме остывания камеры можно проследить на рис. 4.17, а и рис. 4.19, б для СОХ с быстрыми и средними скоростями раздвижения соответственно. Погружение кровли камеры в осевой части быстро раздвигающегося хребта (рис. 4.17, б) составляет 400 м, 650-700 м, 1,1-1,2 км, 1,4-1,6 км, 1,9-2,0 км после 5, 10, 20, 30, и 50 тыс. лет остывания очага соответственно. После 80 тыс. лет остывания кровля камеры погружается примерно на 2,5 км, и тогда очаг становится неразличим сейсмическими методами. Заметим, что учет спада интенсивности гидротермальной конвекции в процессе остывания очага замедляет остывание и приводит к уменьшению погружения кровли очага на 200-300 м за время 20—50 тыс. лет.
В целом гидротермальная активность, увеличивая теплоотдачу, сильно снижает время остывания очага. Расчеты показали, что без гидротермального теплообмена кровля очага через 40 тыс. лет остывания будет почти на 1 км выше, чем с учетом конвективного выноса тепла. Тяготение гидротермальной активности к центру области имеет следствием ускоренное погружение кровли камеры у оси и отставание этого процесса на периферии (см. рис. 4.17, б). За счет этого плоская форма кровли камеры будет сохраняться в течение длительного промежутка времени остывания магматического очага [23].
4.5.3.Связь термического состояния магматической камеры с рельефом осевого поднятия
Вопрос об эволюции рельефа дна океана осевых зон спрединговых хребтов имеет принципиальное значение ввиду того, что информация о рельефе дна наиболее доступна и наиболее полно отражает тектоно-магматические процессы, формирующие структуру осевой зоны. Изучение рельефа дна гидроакустическими методами показало, что в пределах быстро раздвигающихся хребтов вне крупных тектонических нарушений (типа трансформных разломов, или перекрывающихся центров спрединга) различают три основные формы рельефа осевого поднятия: треугольную, купольную и трапециевидную (или прямоугольную) [379,358] (см. раздел 2.1).
