Окенический рифтогенез - Дубинин Е.П.
ISBN 5-89118-198-3
Скачать (прямая ссылка):
Геологические доказательства о наличии магматической камеры в осевых зонах спрединга были получены также из офиолитовых комплексов Бэй оф Айленд на Ньюфаундленде [196] и Тринити массива в северной Калифорнии [188].
На основании имеющихся геолого-геофизи-ческих данных можно сделать следующие предположения относительно строения магматической камеры (см. обобщенную схему строения рифтовых зон СОХ на рис. 3.7, 4.3 и 4.5):
1. Глубина и ширина кровли поднятия астеносферного клина во многом определяются скоростью спрединга. Глубина кровли варьирует от 3 до
6 км от дна для быстро раздвигающихся хребтов и более 6 -10 км для средне- и медленно раздвигающихся. Ширина кровли астеносферного поднятия быстро раздвигающихся хребтов достигает 20 км
и, очевидно, уменьшается пропорционально уменьшению скорости спрединга.
2. Согласно геофизическим данным, осевая магматическая камера типична для быстро раздви-
Рис. 4.6. Структура осевой магматической камеры (СОХ) по данным изучения офиолитовых комплексов, по [419]
гающихся хребтов, встречается в осевой зоне средне раздвигающихся и не фиксируется в медленно раздвигающихся хребтах. Это дает возможность предположить наличие некоторой граничной скорости существования ОМК.
3. Глубина кровли камеры варьирует от 1 до
4 км от дна, а ширина достигает 2-6 км. Оба параметра зависят от геодинамической обстановки осевой зоны, близости структурных неоднородностей и насыщенности ОМК расплавленной фракцией.
Несмотря на то, что уже очевидна важная роль магматической камеры в структуре и эволюции осевых зон СОХ, в том числе и при формировании гидротермальных сульфидных месторождений, пока имеются лишь отдельные примеры проведения специальных работ для изучения ее строения. Ограничена фактическая информация о форме, размерах ОМК, местоположении вдоль оси хребта, особенно в окрестности морфотектонических структур и границ сегментов разных масштабных уровней.
Проблема геодинамической обстановки эволюции осевой магматической камеры требует проведения дальнейших детальных комплексных работ. Однако уже на современной стадии исследования магматической камеры можно подойти к пониманию важнейших глубинных процессов, управляющих ее структурой и эволюцией, с помощью численных моделей.
4.3. ОТРАЖЕНИЕ МАГМАТИЧЕСКОЙ КАМЕРЫ В АНОМАЛЬНОМ ГРАВИТАЦИОННОМ ПОЛЕ
Обнаружить осевую магматическую камеру геофизическими методами с поверхности океана практически невозможно. Резко расчлененный рельеф и большая глубина дна океана, превосходящая
2 500 м, сложное распределение плотностей с глубиной в осевой области, подверженной интенсивной тектонической и гидротермальной переработке
- все это затрудняет выделение “полезного” сигнала и одновременно делает необходимой придонную и даже донную геофизическую съемку.
Метод электрического зондирования пока еще фиксирует только большие объемы высокоэлектропроводных сред типа зон пониженных скоростей (астеносферы). Линейные магнитные аномалии используются для геоисторической интерпретации региона, но для выявления локальных магнитных тел они пока недостаточно эффективны.
Более эффективным могло бы быть изучение аномалий гравитационного поля. Краткая иллюстрация возможностей этого метода для выявления осевых магматических очагов в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов представлена ниже.
Рассмотрим проблему связи уровней наблюдений аномалий Ag с их величинами и проблему выделения полезного сигнала от аномального глубинного тела в условиях резко расчлененного рельефа
рифтовых зон дна океана. Для этой цели была использована гравитационная аномалия от реального рельефа дна вдоль профиля через осевую зону ВТП на 12 с.ш. [347], из которого была вычтена региональная составляющая, обусловленная термическим расширением пород литосферы. Результирующий рельеф представлен на рис. 4.7,6. “Полезный” сигнал в данной модели создается локальной интрузией шириной 2 км, залегающей на глубинах от 1,6 до 5,6 км от среднего уровня дна океана. Контраст плотности предполагался равным 0,25 г/см3 (рис. 4.7,д). На рис. 4.7, а показано влияние рельефа дна на аномальное гравитационное поле при наблюдении на уровне моря (2,55 км над самой высокой точкой рельефа дна), а также интегральное влияние как рельефа дна, так и интрузии; на рис. 4,7, г - чистый гравитационный эффект интрузии после учета влияния рельефа дна. На рис. 4.7, в, г представлены аналогичные графики, вычисленные для глубины 2,55 км, т.е. на уровне высшей точки рельефа дна осевой зоны.
Вычисления показывают, что “чистый” эффект интрузии, после учета рельефа увеличивается почти в два раза при погружении на 2,5 км ниже уровня моря (рис. 4.7, г). Углубление уровня наблюдения на 1 км в данной ситуации увеличивает амплитуду “полезного” сигнала интрузии на 1-2 мГал. При глубине 4 км амплитуда “полезного” сигнала будет меньше ошибки наблюдения при набортной съемке. На рис. 4.7, а показан рост амплитуды аномалий Ag от интрузии с приближением к уровню дна. Характерно резкое изменение величины аномалий даже для сравнительно невысокого (ДА < 200 м) рельефа в условиях придонной съемки.
