Окенический рифтогенез - Дубинин Е.П.
ISBN 5-89118-198-3
Скачать (прямая ссылка):
Алиса (Марианский трог) 6,0 280 0,5-1,0 2-8 ю4
вающей литосферы, согласующейся с рельефом и тепловым потоком вне оси, средний поток должен быть равен 800 мВт/м2, т.е. в 2,5 раза выше измеренного. Распределение теплового потока q имело характерную для районов гидротермальной деятельности волнообразную картину. Аналогичные распределения q, хотя и менее детальные, были получены на хребте Хуан де Фука, на 21° с.ш. ВТП и других хребтах (см. например, [498, 515]).
Большое различие между измеренным кондук-тивным тепловым потоком и рассчитанным потоком в модели охлаждающейся плиты предполагает,
как отмечалось в главе 2, что с гидротермальной циркуляцией в рифтовых зонах СОХ связано по крайней мере 40% теплопотерь на СОХ и 20% всех теплопотерь Земли [121, 515, 367]. Чтобы вынести такое количество тепла из недр Земли, вся масса океана, по оценкам [496], должна проходить через гидротермальные системы за 10б лет.
Обобщенные зависимости наблюдаемого и теоретического значений теплового потока от возраста литосферы для всех океанов представлены на рис. 2.8. Значительные расхождения между наблюдаемыми и теоретически рассчитанными значениями
теплового потока характерны для молодой (менее 20 млн лет) океанической коры. Эти расхождения свидетельствуют о существенной роли гидротермальной циркуляции в сильно трещиноватой и не покрытой мощным осадочным чехлом молодой океанической коре. На примере детальных исследований хребта Хуан де Фука было показано, что слой осадков толщиной в несколько десятков метров существенно затрудняет гидротермальную циркуляцию [219].
Для осевой зоны рифтов характерен вынос тепла гидротермальными струями, которые имеют высокие скорости выхода жидкости на поверхность дна. Как показывают оценки, общий вынос тепла в них составляет всего около 10% гидротермальных потерь через океаническое дно [411]. Напротив, вне осевой зоны диффузная конвекция в пористой коре характеризуется гораздо меньшими скоростями движения жидкости, но распространена довольно широко, и на ее долю приходится 90% гидротермальных теплопотерь [411]. Наблюдения показывают, что восходящее движение горячих вод в осевой зоне представляет собой локальные выходы гидротермальных струй на поверхность дна, тогда как нисходящее течение для тех же вод - это медленное диффузное просачивание холодных морских вод через эффективно пористую океаническую кору и системы трещин. В отличие от струй выхода горячих вод нисходящее течение имеет большую площадь сбора, преимущественно во внеосевой области. Остается важный вопрос, касающийся механизма фокусирования диффузного потока в отдельные струи. На биологические следствия диффузный поток оказывает гораздо большее влияние, чем отдельные гидротермальные струйные выходы.
Типы конвективных движений меняются не только с удалением от оси хребта, но и по глубине в коре осевой зоны. На рис. 5.2 приведена принципиальная схема смены механизма теплопереноса. Вблизи от поверхности (за пределами локальных выходов струй) тепловой поток определяется либо кондуктивной теплопроводностью, либо однофазовой проникающей конвекцией морской воды. На глубине, где достигается точка кипения, преобладающим механизмом в переносе тепла является двухфазовая конвекция (вода - пар), включая и пародоминирующие системы.
И, наконец, в непосредственной близости от магматического тела расположена пере-
ходная зона. Здесь температура возрастает до значений, характерных для начала пластичного состояния материала магматического очага. Пластичность препятствует развитию сети термических трещин и потому здесь в отличие от зоны, расположенной выше нее, теплоперенос в основном кон-дуктивный. Зона пластичности служит непроницаемым барьером между расположенной глубже областью конвективных движений магмы и находящимися выше зонами гидроконвекции. Для этой области характерен очень большой вертикальный градиент температуры. Рассмотренная модель помогает объяснить характерное распределение температур с глубиной с резким перепадом на промежуточных глубинах. Близкая ситуация имеет место и при охлаждении боковых стенок магматической камеры.
На рис. 5.2 показан переход от зоны конвективных движений магмы в очаге (1) через боковые стенки в область конвекции термальных вод, типичный для взаимодействия магмы с гидротермами. Высокотемпературная зона (со степенью кристаллизации менее 45%), в которой происходит конвекция магмы, обрамляется зоной с более низкими температурами, степень кристаллизации вещества в которой варьирует от 45 до 100%. В этой зоне температура достаточно низка, чтобы резко возросшая вязкость магмы гасила конвективные движения в очаге, но она все еще превосходит температуру, характерную для начала пластичного состояния материала, препятствующего развитию термоупругих трещин в рассматриваемой зоне. Как
Рис. 5.2. Схема гидротермальной конвекции и минералообразования в рифтовых зонах СОХ, с учетом данных [40]
Пояснения см. в тексте
уже отмечалось, эта пластичная зона (2) и в боковой зоне магматического очага служит непроницаемым барьером между зоной конвекции магмы 1 и зоной 3 (см. рис. 5.2) [195]. В зоне 3 температура понижена настолько, что допускает развитие термических трещин. И, наконец, в зоне 4 с температурой ниже температуры кипения воды по трещинам в проницаемой среде будет циркулировать гидротермальная жидкость.
