Окенический рифтогенез - Дубинин Е.П.
ISBN 5-89118-198-3
Скачать (прямая ссылка):
3 3,3 3,35 0,09
Здесь хм - максимальный размер области счета по горизонтали, равный 1000 км от оси спрединга. Тас(?) - распределение температуры в осевой области спрединга, которое соответствовало толщине литосферы около 8 км и поверхностному тепловому потоку q = 500 мВт/м2 (12 ЕТП) (среднее значение для океанической литосферы, имеющей возраст 1-1,5 млн лет). На нижней границе z=150 км поддерживалось условие Г=7мх = 1350° С, на верхней (z = 0) — Т = 0° С.
Уравнение теплопроводности решалось по неявной конечно-разностной схеме с использованием схемы с опережением для аппроксимации конвективного члена по методике, рассмотренной в работе [19]. Шаги Ах и Az увеличивались по геометрической прогрессии от Ах = 1 км у оси до Ах = 70 км на правой границе области и от Az = 1 км у поверхности до Az = 6 км у нижней границы области. Шаг по времени выбирался из условия обеспечения устойчивости решения. Точность решения проверялась сравнением с аналитическими решениями (остывание однородного полупространства и теплообмен двух блоков с отличающимися температурами), а также сравнением последовательных решений, полученных для различных At, Ах, Az.
На рис. 7.4 представлены распределения изотерм, рельефа и теплового потока на поверхности литосферы на четыре момента времени: 56, 49, 36 и
0 млн лет назад. Первый рисунок характеризует ситуацию развития литосферы при наибольшей за всю историю жизни хребта скорости спрединга (18,2 мм/год). К этому моменту было сформировано 293 км океанической литосферы (слева от линии АА' на рис. 7.4). В целом информация, представленная на рис. 7.4, показывает, что формирование теплового режима литосферы в районе шовной зоны перехода от континента к океану происходило
под влиянием двух основных процессов - спрединга в осевой зоне хребта и теплообмена на границе океанического блока с континентальным. Зона термического перехода имеет ширину ~200 км. С океанической стороны в окрестности границы континент-океан наблюдается резкое погружение изотерм и подошвы литосферы в сторону континента.
После времени 24-й аномалии (56 млн лет) начался период затухания спрединговой активности хребта. Он сопровождался постепенным уменьшением скорости спрединга до почти нулевого значения (49 млн лет назад), заглублением кровли ас-теносферного поднятия и одноименных изотерм, уменьшением магматической активности. Период от 49 до 36 млн лет не характеризовался заметным наращиванием коры. Напротив, аккреционная деятельность затухала, изотермы выполаживались и заглублялись. Тепловой поток через поверхность океанической литосферы быстро уменьшается от значений 500 мВт/м в осевой зоне до 75 мВт/м2 уже для участков эоценового возраста, причем ширина приосевой аномалии пропорциональна скорости наращивания коры (см. рис. 7.4).
Рельеф дна, показанный на рисунке, представляет собой сумму термического рельефа (под понятием “термический рельеф” мы имеем в виду рельеф, обусловленный только эффектом температурного расширения пород) и рельефа, обусловленного различием петрологического состава коры континента и океана. Рельеф поверхности литосферы вычислялся по модели локальной компенсации на глубине поверхности изостазии 150 км. Плотности пород изменялись как с переходом от коры к мантии (в соответствии с табл. 7.3), так и в зависимости от температуры и давления с коэффициентами температурного расширения пород а=3,2-10'5 “С'1 и изотермической сжимаемости р=7,9-10"5кБар [534]. Также учитывались измене-
Глубина, км ^ Рельеф, км Глубина, км ^ Рельеф, км
в г
Рис. 7.4. Термическая эволюция литосферы Лабрадорского палеоспредингового хребта 56, 49, 36, О млн лет назад (а-г), после 36, 43, 56 и 92 млн лет от начала спрединга соответственно, по [53]
ния рельефа дна, обусловленные погружением границ фазовых переходов: плагиоклазового перидотита в пироксеновый и пироксенового перидотита в гранатовый [246].
Сравнение рассчитанного рельефа поверхности дна океана с известной теоретической [115] или полуэмпирической зависимостью глубины дна океана от возраста показывает, что охлаждающее влияние “старой” литосферы приводит к дополнительному проседанию океанического дна в районе контакта на величину около 0,5 км [53]. В настоящее время граница “переходная литосфе-ра-океаническая литосфера” находится на расстоянии 395 км от оси хребта. Она отмечена на рис. 7.4 прямой вертикальной линией АА'. Наряду с погружением поверхности края океанической литосферы (эффект охлаждения) на рисунке ясно прослеживается термическое воздымание края более древней континентальной литосферы вследствие прогревания последней при контакте с “молодой”.
В природе ледниковая и осадочная нагрузки и эрозия сильно сглаживают этот краевой эффект. Сейсмические исследования, проведенные в этом районе [509], дают возможность сопоставить наблюдаемый (рис. 7.1, б) и теоретически рассчитанный рельеф фундамента (рис. 7.4, г). Сравнение теоретически рассчитанного рельефа с наблюдаемым (с учетом нагрузки осадочной толщи) показало, что использованная модель дает удовлетворительное соответствие результатов по наиболее общим характеристикам, а именно: характеру изменения рельефа на контактах разновозрастной литосферы и градиенту увеличения глубины погружения фундамента при удалении от оси хребта. В то же время реально наблюдаемый рельеф поверхности океанической литосферы характеризуется значительной изрезанностыо, которая не может быть объяснена только особенностями термического строения.
