Окенический рифтогенез - Дубинин Е.П.
ISBN 5-89118-198-3
Скачать (прямая ссылка):
В целом стационарные модели термического состояния осевых зон СОХ позволили провести анализ довольно сложных двух и трех мерных интегральных моделей формирования термического режима осевых зон с учетом процессов сегрегации и миграции расплава к осевой зоне, образования коры и рельефа поверхности литосферы. Однако тепловой эффект выделения или поглощения скрытой теплоты плавления базальта трактовался в них очень грубо: через условия на тепловой поток на оси хребта, априорное задание источников и стоков тепла в осевой зоне и через задание нереально высоких температур расплава. По этой причине стационарные модели не подходят для анализа эволюции термического режима осевой зоны хребтов, возникновения и развития коровых очагов магмы, так как в указанных процессах поглощение скрытой теплоты при плавлении пород и выделение ее при их затвердевании играет определяющую роль. Эти же процессы определяют и существенную не-стационарность моделей формирования корового очага. Нестационарная модель формирования магматических очагов в рифтовых зонах СОХ в условиях дискретно-непрерывного режима спрединга позволила сделать следующие выводы.
1). Формирование осевого очага магмы связано с дискретным характером внедрений интрузий и излияний лавовых потоков в условиях непрерывного растяжения литосферы осевых зон спрединга.
2). Существует тесная связь формы ОМК и глубины залегания ее кровли с интенсивностью гидротермального теплообмена в коре и с закономерностями ее изменения с удалением от оси.
3). Частота внедрений, а вместе с ней и скорость спрединга, наряду с гидротермальным теплообменом в коре имеют определяющее значение для образования и существования устойчивого корового очага магмы и эволюции его формы. В частности, при малой частоте внедрения интрузии, отвечающей полускоростям спрединга, меньшим 1,5 см/год, существование устойчивого очага магмы в осевой области океанической коры маловероятно. При изменении скорости спрединга (частоты внедрения интрузий) будет изменяться и форма магматической камеры и рельеф осевой зоны.
4). Перерыв между внедрениями в 100 тысяч лет и более приводит к исчезновению магматической камеры.
5). Наличие линзы расплавленного базальта в верхней части магматической камеры с составом, обновляемым в промежутках между основными внедрениями магмы, существенно влияет на форму кровли камеры, обусловливая появление плоского участка кровли камеры шириной от 2 до 5 км в быстро раздвигающихся хребтах и от 1 до 2 км в хребтах со средними скоростями спрединга.
6). Термический рельеф дна океана в условиях формирования магматической камеры в значительной степени повторяет форму кровли камеры, изменяясь от треугольной до трапецевидной формы. Максимальные амплитуды термического рельефа варьируют от 50 до 150 м. Наиболее вероятная форма рельефа для установившейся формы камеры -трапецевидная с плоской верхней поверхностью шириной от 0,5 до 2 км, такая же форма рельефа типична и для последующего режима остывания камеры. Треугольная форма рельефа характерна для начальной стадии формирования камеры или при пониженных температурах вещества линзы.
Однако, несмотря на то, что эта модель дала возможность в первом приближении представить пространственно-временной масштаб процессов формирования осевой коровой магматической камеры и термического состояния корового слоя осевой зоны СОХ, она, как и предшествующие модели, безусловно, нуждается в усовершенствовании. Оно видится прежде всего в следующем: в состыковке решения для дискретного спрединга коры с решением непрерывного течения несжимаемой мантии в клине; в более тщательном анализе соотношения толщины коры и литосферы при разных скоростях спрединга; в более корректном учете процессов, происходящих внутри магматических очагов; в анализе особенностей гидротермального охлаждения в рифтовых зонах.
ГЛАВА 5. ГИДРОТЕРМАЛЬНАЯ КОНВЕКЦИЯ В РИФТОВЫХ ЗОНАХ СОХ
5.1. ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ГИДРОТЕРМАЛЬНОЙ АКТИВНОСТИ В РИФТОВЫХ ЗОНАХ сох
Как было показано в предыдущей главе, состояние, форма и размеры осевой магматической камеры в существенной степени зависят от интенсивности гидротермальной конвекции. За счет этого процесса осуществляется также тесное взаимодействие литосферы, гидросферы и биосферы в рифтовых зонах, приводящее к увеличению выноса тепла, обогащению морских вод минеральными компонентами из коры и мантии, формированию месторождений глубоководных полиметаллических сульфидных руд и созданию уникальных условий для жизнеобитания организмов - “оазисов на дне океана”.
Открытие горячих источников на Галапагосском рифте в 1978 г. и ВТП дало начало новой фазе исследований гидротерм на дне океана . В дальнейшем при исследованиях с помощью подводных обитаемых аппаратов (ПОА) были обнаружены выходы гидротерм на различных участках рифтовой системы Мирового океана: в Красном море, на САХ (26° с.ш., 23° с.ш., 29° с.ш., 37° с.ш.), на Галапагосском центре спрединга, на ВТП (11 - 13° с.ш., 18-21° ю.ш.), в бассейне Гуаймас в Калифорнийском заливе, на хребте Хуан де Фука, в областях задугового спрединга: в бассейне Манус в Ново-Гвинейском море, в бассейне Jlay в море Фиджи, в бассейне Вудларк в Соломоновом море и в других районах [463,464, 72, 367].
