ПОИСК Статьи Рисунки Таблицы Стационарные распределения температур и формирование корового слоя в рифтовых зонах СОХ из "Океанический рифтогенез" Решение получалось разложением искомого распределения температуры в ряды Фурье. Вдали от оси (х = 0), где горизонтальные градиенты температур были пренебрежимы, глубины изотерм были близки к полученным в моделях [396, 424]. В то же время учет эффекта скрытой теплоты плавления позволил Н.Слипу более корректно описать высокотемпературный режим приосевой области океанической литосферы и даже приблизиться к имитации теплового режима подосевой магматической камеры [494]. [c.154] Анализируя результаты расчетов модели, Д.Вилсон с соавторами [561] приходят к выводу о том, что сужение подосевого магматического очага книзу может быть объяснено лишь в рамках модели, когда температура конвектирующей магмы в очаге заметно ниже температуры солидуса материала нижней коры. В этом случае конвекция в очаге сможет охлаждать нижнюю кору и создавать очаг, расширяющийся кверху. [c.155] Следует иметь ввиду, что в процессе охлажде-ниz плотность расплава после вьщеления и осаждения из него кристаллов, как правило, уменьшается [113]. Следовательно, если кристаллы растут на стенках камеры или очень быстро выпадают на дно, то в верхней части камеры будет формироваться облегченный расплав, что будет способствовать подавлению конвекции в масштабах очага. Поэтому наиболее вероятной причиной конвекции в очаге может служить эпизодическое возобновление объема жидких базальтов в очаге магмы за счет их поступления из зон сегрегации расплава на глубине. Термический аспект конвекции магмы в очаге моделируется в модели [561] подбором стоков тепла в нижней части очага и сопряженных им источников тепла в верхней половине очага. Предпочтительная модель осевой зоны предполагает температуру вещества, поступающего в осевую зону около 1250 °С (при температуре 7 =1340°С на глубине 2= 100 км в основании области счета) и среднюю температуру магмы в очаге 1150°С (см. рис. 4.9). [c.155] Моделирование, проведенное в [439 348], подтвердило тот факт, что гидротермальное охлаждение существенно увеличивает прочность осевой литосферы на растяжение через увеличение ее мощности. Так, для медленных хребтов (с полуско-ростью спрединга У=1 см/год) толщина литосферы на оси без гидротермального охлаждения составила бы всего около 2 км и оставалась бы заметно меньшей толщины коры (6 км). С учетом же гидротермального фактора с эффективным числом Нуссельта Nu = 6-10 толщина литосферы медленно раздвигающихся хребтов на оси заметно превосходит толщину коры и это согласуется с сейсмическими наблюдениями на Срединно-Атлантическом хребте. [c.156] Для бьютро раздвигающихся хребтов (полускорость V= 5 см/год) толщина литосферы составляет около 1/2 толщины коры и с учетом гидротермального фактора. Характерно, что вдали от оси хребта распределение температур в литосфере в моделях [439] и [348] получается близким к остывающему полупространству (рис. 4.10, б). Эта ситуация не меняется и в модели с течением мантии с нелинейной реологией пород [199], подтверждая тот факт, что температурное поле вдали от оси хребта нечувствительно к деталям течения пород в мантии. [c.156] Процессы генерации океанической коры и формирования термического режима литосферы, включающие и образование подосевого очага магмы, тесно связаны с выделением расплава под осевыми зонами спрединга вследствие адиабатической декомпрессии при апвеллинге мантийного материала, а также с механизмами миграции расплава от зон его сегрегации в мантии до осевой зоны генерации коры. Анализу этих механизмов посвящено много моделей [507, 504, 505,211, 212, 506, 438, 162, 163,200]. [c.156] Предполагалось, что моделируемые механизмы миграции расплава должны отвечать двум основным условиям [504] 1) миграция расплава должна быть достаточно бьютрой, чтобы удалять образующийся расплав из мантии, так как нет геофизических доказательств присутствия на глубинах в мантии более 25% расплава 2) должна существовать заметная горизонтальная компонента миграции, концентрирующая расплав в осевой зоне, так как чисто вертикальная миграция не может обеспечить генерацию всей мощности океанической коры. Что касается самих путей миграции, то предполагалось, что связанная сеть каналов для миграции жидкого базальта образуется вдоль фаней кристаллов и способна переносить жидкий расплав даже при 1 %-ном содержании расплава [507, 503, 504, 505]. [c.156] Шпигельман и Д.Маккензи [507] первыми представили анализ течения расплавленной фракции и оценили распределение пористости пород океанической литосферы в осевой области СОХ. В модели они касались лишь механических аспектов проблемы, без анализа задач распределения температуры пород и механизма генерации расплава. [c.156] Рассматривая уравнения, описывающие движение подвижного вязкого расплава в деформируемой матрице, они показали, что градиенты давления будуг фокусировать расплав к оси. Но из данной работы также следует, что этих градиентов явно недостаточно для осуществления наблюдаемой горизонтальной миграции расплава в сторону оси, в случае, если вязкость среды будет меньше 10 Па С. Отсюда вытекает необходимость поиска других эффективных механизмов фокусировки расплава. [c.157] В работе [503] предпринята такая попытка включить новые механизмы плавучести расплава и матрицы, обусловленные термическим расширением пород и композиционным эффектом. Основной вывод этой модели заключался в том, что комбинация термической и композиционной плавучести приводит к слабой зависимости толщины коры от скорости спрединга. Отметим, что в модели [507] был сделан вывод об уменьшении мощности изверженной коры с увеличением скорости спрединга, что противоречило геофизическим данным. Композиционная плавучесть способствует локализации течения у оси спрединга, но при этом область миграции расплава остается все-таки заметно шире оцениваемой из геофизических наблюдений. То есть дополнительного градиента давления от композиционной плавучести недостаточно, чтобы сфокусировать течение расплава к оси, и вертикальная компонента миграции расплава остается доминирующей и в этой модели течения. [c.157] В моделях [162, 163] исследовалось влияние различных механизмов течения на возникновение и длину волны неустойчивостей в течении мантии в подосевой области СОХ и была сделана попытка связать параметры этих неустойчивостей с наблюдаемыми длинами волн вдольосевых неоднородностей рельефа и гравитационных аномалий СОХ. Анализ показал, что характерные размеры возникающих неустойчивостей сильно варьируют в зависимости от вязкости мантии и скоростей спрединга - от узких восходящих струй при медленном спрединге и низких значениях вязкости до широких поднятий при быстром спрединге и высоких значениях вязкости. [c.158] Эти модели, как и предшествующая, подтверждают тот факт, что восходящие движения магмы становятся преимущественно двумерными с увеличением скорости спрединга. Общий вывод из этой модели также согласуется с выводами предыдущих моделей полученные из расчетов длины волн конвективных движений (150-300 км) заметно превосходят характерные размеры неоднородностей, наблюдаемые вблизи осевых зон СОХ. В частности, вариации толщины коры в медленно раздвигающихся хребтах требуют для объяснения своей природы привлечения процессов, отличных от рассмотренных в этих моделях. С этой целью в работе [385] была предположена модель, предполагающая миграцию расплава к оси вдоль крыши области плавления, аналогичная рассмотренной в квазидвумерном варианте в работе [504], в которой авторы исследовали наблюдаемую фокусировку расплава к оси. [c.158] Магде и Д.Спаркс в рамках нестационарной трехмерной модели анализировали процессы сегрегации и миграции расплава. Их расчеты подтвердили, что на участках СОХ с высокой структурной сегментацией рифтовой зоны степень плавления заметно выше, чем в слабосегментированных хребтах. Течение магмы под сегментами оказывалось существенно трехмерным, причем для медленно раздвигающихся хребтов в большей степени, чем для быстрых, что согласуется с выводами предьщущих моделей, Один из выводов этой работы состоял в том, что учет миграции расплава вдоль кровли области плавления позволяет объяснить наблюдаемые вариации вдоль оси в мощности коры и аномалиях Буге даже при умеренных степенях фокусировки расплава. [c.158] Выше отмечалось, что генеральный рельеф рифтовых зон СОХ обязан своим суш ествованием термическому расширению пород мантии. Однако, отклонения от этого генерального тренда в осевой области имеют другую г[рироду. Ее анализа касались многие из упомянутых работ. Их авторы пы-та/шсь связать природу рельефа осевых зон с вариациями в толщине литосферы. [c.159] в работах [417, 232] показано, что горизонтальные растягивающие напряжения в прочной непрерывно деформируемой плите переменной мощности у оси хребта могут создавать структуры, подобные осевой долине и обрамляющим горстам за счет возникающих при растяжении моментов сил, способствующих погружению осевой части долины и воздыманию ее бортов. Более толстая, а значит, и более прочная, литосфера медленно раздвигающихся хребтов будет иметь более контрастный, выраженный рельеф осевой долины, чем тонкая и слабая литосфера быстрых хребтов. При этом отмечается, что ослабленная литосфера может создаваться и при медленных скоростях спрединга под влиянием горячих мантийных пятен, как это имеет место, например, в районе Исландии и на хребте Рейкъянес, и тогда рельеф осевой долины будет выраясен так же слабо, как и в быстрых хребтах. [c.159] Некоторые особенности рельефа СОХ можно объяснить также образованием разуплотненных серпентинитовых тел, которые формируются при температурах 250 - 500 С вдоль трещин локального растяжения, по которым морская вода имеет возможность проникать в перидотитовые породы. Тектонические обстановки формирования таких трещин разнообразны пересечения трансформных разломов и СОХ, фланги срединной долины медленных СОХ, начало или затухание спрединга и т.д. [47, 53]. Однако в пределах конкретных площадей процесс серпентинизации перидотитов по трещинам выглядит довольно спорадичным, и предположение о его распространенности в пределах тех или иных площадей требует специального анализа. [c.159] Выше были рассмотрены первые модели формирования коровых очагов магмы в рифтовых зонах [494, 498, 411, 561]. Анализ проблемы в них осуществлялся в рамках модели литосферы постоянной толщины с решением в виде разложения в ряды Фурье и с вариацией теплового потока и температуры иа оси хребта. Подбором распределения источников и стоков тепла, имитировавших вьщеление скрытой теплоты плавления в процессе остывания осевых эффузивов и интрузий, и вынос тепла гидротермами, авторам удалось получить распределение температур в осевой зоне близкое к наблюдаемому и воспроизвести плоскую форму кровли корового очага магмы. [c.159] Дальнейшее развитие эта проблема получила в работах [288, 439, 200], в которых была предпринята попытка объединения моделей крупномасштабного течения мантии с детальной структурой термического режима, а также структурой течений в приосевой части с целью выяснения природы формирования подосевого корового очага магмы. В двумерной модели аккреции коры [288] предполагалось, что внедрение интрузий на границе между базальтовым и габброидным слоями происходило в форме силла, из которого осуществлялось формирование всего объема консолидированной коры, включая расслоенный габбровый комплекс. Действие интрузии носило эпизодический характер, что в значительной степени влияло на дальнейшую термическую историю. [c.159] Более корректными являеются модели корового очага магмы [438, 200]. В силу сложности реальной картины в этих моделях приняты некоторые упрощения. А именно, рассматривалось поле скоростей движения вязкой несжимаемой ньютоновой жидкости, вызванного перемещением твердой литосферной плиты, а течения плавучести (от разности плотностей расплава и мантии, от термического расширения пород, от композиционного эффекта обеднения мантии), и течение расплава при его сегрегации из матрицы пород мантии не учитывагшсь. [c.160] Вернуться к основной статье