Окенический рифтогенез - Дубинин Е.П.
ISBN 5-89118-198-3
Скачать (прямая ссылка):
5.3. МОДЕЛИ ГИДРОТЕРМАЛЬНОЙ КОНВЕКЦИИ
Генеральная схема модели гидротермальной циркуляции на дне океана заключается в том, что морская вода проникает по разломам и трещинам в породы океанической коры, нагревается на глубине за счет тепла магматической камеры, вступает в химические реакции с породами и изменяет их вблизи вершины магматической камеры, а затем поднимается по другим разломам и трещинам к поверхности дна, где выходит в виде гидротерм (см. рис. 5.2). Детали этой общей схемы постоянно обсуждаются и уточняются.
Модели высокотемпературных гидротермальных систем на оси СОХ предполагают наличие магматического теплового источника, однако детали взаимосвязи между гидротермальными потоками и приповерхностной магматической камерой еще не ясны. Как отмечалось, сейсмические данные свидетельствуют о наличии коровой магматической камеры, вершина которой находится на глубине 1,2-2,4 км ниже уровня дна [225, 493]. Анализ сейсмических данных на 9° 30' с.ш. ВТП предполагает наличие линзы расплава на вершине камеры толщиной 10-50 м и шириной около 1 км [317]. Нет доказательств существования магматических камер под САХ [226]. Детальные исследования на 13° с.ш. ВТП привели к предположению о цикличной эволюции процессов в осевой зоне, состоящей из тектонической фазы, ведущей к формированию разломов и трещин растяжения в осевой зоне, которая следует за вулканической фазой, во время которой происходят излияния лавы [283, 249]. Гидротермальная деятельность в осевой зоне с разной степенью интенсивности, по всей видимости, сопровождает обе стадии этой цикличной тектоно-магматической эволюции.
Природа и эволюция граничного магмогидротермального слоя - очень важные взаимосвязанные проблемы. Чтобы удержать высокий кон-дуктивный тепловой поток из магматической камеры к гидротермальной системе, проводящий граничный слой должен быть тонким. Численные модели, рассмотренные ниже, предполагают что для высокотемпературных гидротермальных систем с термическим выходом около 100 мВт магма располагается приблизительно на 25 м ниже основания гидротермальной системы [367]. Существенным ограничением математических моделей является поверхностный кондуктивный тепловой поток, температура и термический выход гидротерм, а также сейсмические данные о размерах и формах магматических тел.
Гидротермальная циркуляция в океанической коре, как правило, описывается обычно либо в моделях ячеистой конвекции (в пористой среде), либо в моделях струйной конвекции. Р.Лоувел в своем обзоре [363] рассмотрел различные модели гидротермальных систем.
Одним из принципиальных вопросов моделирования является природа граничного слоя между магматической камерой и выше действующей гидротермальной системой. К.Листер [351, 352] предположил, что высокотемпературные выходы обусловлены продвижением трещин в горячую породу, включая затвердевшую магматическую камеру. Дж.Канн с соавторами [187] рассмотрели одноканальную гидротермальую систему, в которой предполагалось, что теплоперенос происходит кондук-тивно через тонкий граничный слой, но ими не было показано, каким образом сохраняется толщина граничного слоя.
В свою очередь, Р.Лоувел и П. Рона [364] предложили одномерную модель теплопереноса из кристаллизованного магматического тела в вышележащую пористую среду с поднимающимся флюидным потоком, в которой предполагалось, что теплообмен со временем уменьшается, по мере образования проводящего слоя непроницаемого изотропного габбро, формирующегося у кровли остывающей магматической камеры.
Т.Бриковский и Д.Нортон [180] разработали численную модель конвекции на оси хребта, в которой существенную роль играет форма магматической камеры. Однако в этой модели не была учтена специфика условий в граничном слое, поскольку в ней допускалось проникновение гидротермальной циркуляции через горячие породы повсюду, где температура на 100°С ниже температуры солидуса. Принятые в модели граничные условия и диапазон проницаемости не допускали возможности выхода гидротерм в виде черных курильщиков.
Важные сведения о природе граничного слоя и глубине проникновения гидросистем были получены на основании изучения офиолитовых комплексов.
К.Ричардсон с соавторами [456] на примере офиолитового комплекса Трудос показали, что ос-
нование щитового дайкового комплекса представляет собой зону главных реакций, в которой формируются металлоносные флюиды, выносящиеся вверх в процессе гидротермальной циркуляции. К.Листер предположил [352], что слой “плитчатого (plate) габбро” в офиолитах является зоной кондуктивного теплопереноса, через которую гидротермальная циркуляция не проникает вследствие термического сжатия трещин, связанного с охлаждением кристаллизующегося габбро. С другой стороны, данные по изотопам кислорода в породах и минералах плутонических пород офиолитового комплекса Семайл (Оман) дают возможность распространить высокотемпературные изменения океанической коры в габброидный слой и к поверхности магматической камеры [416].
Эти данные позволили предположить наличие двух гидротермальных систем: мелкой, действующей в щитовом дайковом комплексе и пиллоу лавах выше магматической камеры, и более глубокой, функционирующей на флангах рифтовой зоны в габброидном слое. В работе [416] на основании минералогических и петрологических данных, а также по ориентации и пространственному положению гидротермальных выходов в офиолитовом комплексе Семайл (Оман) был сделан вывод, что гидротермальные системы заканчивались скорее в слое изотропного габбро, а не в слое щитовых даек, причем наблюдалось резкое уменьшение в гидротермальной активности при переходе от щитовых даек к более глубоким плутоническим слоям, т.е. контактная зона являлась барьером для гидротермальной циркуляции вблизи осевых зон.
