ПОИСК Статьи Рисунки Таблицы СТРУКТУРНЫЕ НЕОДНОРОДНОСТИ И СЕГМЕНТАЦИЯ РИФТОВЫХ ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ПРИРОДА СЕГМЕНТАЦИИ РИФТОВЫХ ЗОН СОХ из "Океанический рифтогенез" Отсюда видно, сколь важное значение в тектонической жизни Земли играют именно океанические плиты. Но их активность, как и эндогенная активность всей Земли в целом, в конце концов определяется только одним параметром - величиной суммарного теплового потока, пронизывающего океанические литосферные плиты. Поэтому, следуя работе [121], подробнее остановимся на рассмотрении этого круга вопросов. [c.70] Сравнение теоретической зависимости (2.4) с экспериментальными данными приведено на рис. 2.8. Из приведенного графика видно, что теоретическая кривая как бы осредняет только максимальные значения измеренного теплового потока. Обращает на себя внимание тот факт, что с удалением от центра рифтовых зон разброс результатов измерений резко уменьшается и на расстояниях, примерно соответствующих возрасту 50 млн лет, сокращается до минимальных значений. [c.70] Эту зависимость д(1) можно определить лишь теоретически путем аппроксимации по за1сону (2.4) только максимальных значений измеренных тепловых потоков и только на участках дна, ие осложненных наложением на них вторичных процессов тектоно-магматической активизации. Найденную таким путем зависимость д(() можно записать в виде [29] ,еор=13,2/7Г/0 + /Л (2.6). [c.70] Использование тепловых измерений для обнаружения сульфидных месторождений в основном сводится к поиску полей гидротермальной деятельности по распределению теплового потока, измеренного в самых верхних слоях океанической коры. Как отмечалось, измеренные величины теплового потока в окрестности гребней хребтов имеют очень большую дисперсию, и, как правило, меньше предсказываемых теоретической термической моделью. Естественно объяснить наблюдаемую дисперсию теплового потока влиянием гидротермальной циркуляции на распределение температур в эффективно проницаемой молодой океанической коре. [c.71] Гидротермальная циркуляция приводит к сильному разбросу в значениях измеряемого теплового потока в пределах осевой зоны СОХ от очень высоких значений д в окрестности высокотемпературных струй до нормальных или пониженных значений ц в области нисходящих струй конвекции. В целом конвективный вынос тепла благодаря контакту с огромным резервуаром океанической воды приводит к уменьшению среднего (по всей площади океана) значения теплового потока через дно океана. Такое уменьшение составляет от 32 до 43% от общих потерь тепла для быстро- и медленно раздвигающихся хребтов соответственно. [c.72] При измерении тепловых потоков следует иметь в виду существенную нестационарность гидротермальных систем, питаемых мелкими приповерхностными очагами магмы. Оценки показывают, что времена жизни черных курильщиков составляют от десяти до сотни лет максимум. Расчеты охлаждения интрузий за счет пористой конвекции свидетельствуют, что, например, при охлаждении интрузии шириной 2,3 км и высотой 3,3 км, внедренной на глубину 1,75 км, тепловой поток в развивающейся системе конвекции над осью интрузии достигает 17 ООО ЕТП через 5 ООО лет, но спадает до д = 200 ЕТП уже через 10 ООО лет [198]. [c.72] По формулам (2.8) и (2.9) бьши рассчитаны ожидаемые значения кондуктивной составляющей теплового потока при условии, что суммарный поток совпадает с теоретическим, определяемым выражением (2.6), а среднее значение кондуктивной составляющей в центре рифтовых зон равно д эксп. (ф 5-10 кал/см -с. Кроме того, бьшо принято 4=5 10 лет. Результаты расчета показали, что кондуктивная составляющая потока неплохо аппроксимирует средние эмпирические значения [121]. Полные тепловые потоки через срединно-океанические хребты можно определить только путем теоретических расчетов или по максимальным значениям измеренных потоков в тех точках, где конвективная составляющая оказалась не очень существенной. [c.72] Если принять, что X 120 млн лет, то средний тепловой поток через океаническою кору оказывается равным ок, = 2,41 10 кал/см -с. [c.73] Если принять среднюю скорость раздвижения плит приблизительно равной 5 см/год, а общую длину рифтовых зон - 60 -70 тыс. км, то их суммарная площадь оказывается равной 2,1 10 см [121]. В этом случае суммарные теплопотери через рифтовые зоны достигают 2,1-10 кал/с, или 8,8-1 о эрг/с. Из этого количества энергии часть тепла излучается с кондуктивным потоком, однако он невелик. По оценкам разных авторов, кондуктивная составляющая теплового потока в рифтовых зонах не превосходит 10 10 кал/см -с, следовательно, с гидротермами теряется около 90-10 кал/см С, или в сумме по всем рифтовым зонам -около ],9 10 кал/с = 8-10 рг/с. [c.73] Максимальный разогрев воды в гидротермах, вероятно, существенно не превышает ее критической температуры, равной 374 С, а минимальный приближается к температуре придонных вод около О С. Поэтому в качестве средней температуры гидротерм в пределах выделенной активной части рифтовых зон примем = 200 С. Тогда, судя по выражению (2.11), во всех океанических рифтовых зонах Земли в полосе шириной от 3 до 4 км (вместе с областями питания горячих источников) через гидротермы протекает около 9,5= 8-10 г/с, или 3 10 г/год, океанической воды. При таком расходе воды вся масса океанических вод (оток =1,37-10 г) профильтровывается через горячие источники рифтовых зон приблизительно за 40-50 млн, лет. [c.73] Всего же за время перемещения океанической коры через зону ее активной гидротермальной промывки (около 50 млн. лет) перетекает приблизительно 6-10 г воды, что в 40-45 раз больше объемов воды в самом океане. Следовательно, полный оборот океанических вод через гидротермальные источники на склонах СОХ происходит всего за 1-1,2 млн лет [121]. [c.73] Все рифтовые зоны СОХ на всем своем протяжении отличаются высокой сейсмической активностью (см. рис. 1.3). Большинство землетрясений здесь характеризуются механизмом нормального сброса [519, 297]. Глубина очагов землетрясений под медианной долиной рифтовой зоны Срединно-Атлантического хребта (САХ), где полускорость спрединга изменяется от 0,8 до 1,8 см/год, варьирует от 1,2 до 3,2 км ниже уровня дна [297]. Важно отметить, что глубина очага еще не свидетельствует о максимальной глубине сбросовых нарушений. Последние могут распространяться и несколько глубже, в пределах хрупкого слоя литосферы. [c.74] Глубины очагов землетрясений в устье Суэцкого залива достигают 6-9 км, что характерно для утоненной рифтогенной континентальной литосферы. Для океанских рифтовых зон глубины очагов значительно меньше. [c.74] Сейсмичность в зонах трансформных разломов заметно отличается от сейсмичности на других границах плит [519]. По характеру деформаций трансформные разломы обнаруживают сходство с обычными сдвигами. Однако они имеют и принципиальные кинематические и морфологические отличия, позволяющие выделить трансформные разломы в качестве самостоятельного класса в системе разрывных нарушений литосферы. Так, для обычных сдвигов характерно взаимно противоположное движение бортов с амплитудой, затухающей к краям разлома, в то время как трансформные сдвиги имеют взаимно противоположное движение бортов лишь иа своем активном участке, заключенном между дивергентными границами плит при этом амплитуда смещения в среднем одинакова на протяжении всего активного участка трансформного разлома (рис. 2.9, а). Сейсмическая активность, в отличие от обычного сдвига, также приурочена только к активному участку трансформного разлома, в то время как отрезки, выходящие за его пределы, как правило, асейсмичны. Последнее обстоятельство свидетельствует об отсутствии здесь сдвиговых деформаций. Эти так называемые пассивные, или нетраисформные, участки разломов представляют собой следы бывших, т.е. развивавшихся в геологическом прошлом, активных трансформных разломов в настоящее время они залечились и вошли в состав единой океанической плиты в виде линейных ослабленных зон. [c.74] При глобальном сравнительном анализе механизмов землетрясений рифтовых зон и трансформных разломов СОХ было установлено, что сейсмическая энергия трансформных разломов в десятки раз превышает сейсмическую энергию рифтовых зон [114]. Одними из основных факторов, определяющих пространственное и временное распределение очагов сильных землетрясений, являются эффективная толщина литосферной плиты (а именно, толщина ее верхней, хрупкой , части, обладающей конечной прочностью на разрыв или сдвиг) и средняя скорость деформации в рассматриваемом районе, зависящая от напряженного состояния литосферы и скорости относительного скольжения краев плит. Максимальные глубины сейсмического поведения литосферы существенно зависят от термической и геологической структуры трансформной зоны. [c.74] Если рассматривать температурный режим литосферы в рамках модели остывающей плиты [432], то температуру в зоне трансформного разлома, разделяющего разновозрастные блоки литосферы, в самом первом приближении можно определить как среднее значение глубин одноименных изотерм в этих блоках. Такое температурное распределение справедливо на расстоянии не ближе, чем 0,5 млн лет от оси спрединга, где существенно влияние нестационарных осевых магматических процессов. [c.75] Наиболее заметной особенностью термической модели трансформиой зоны является выравненность изотерм. Для трансформных разломов со смещением осей спрединга около 20 млн лет (например,ТР Чарли-Гиббс) изотерма 600° С находится на глубине 14 км в центре трансформной зоны и становится мельче (достигая глубины около 8 км) по мере приближения к областям пересечения трансформного разлома с осью рифтовой долины (см, рис, 2.9). [c.75] Вернуться к основной статье