Окенический рифтогенез - Дубинин Е.П.
ISBN 5-89118-198-3
Скачать (прямая ссылка):
Поднятия прямоугольной формы характеризуются присутствием относительно ровной вершинной площадки, шириной 2-4 км. Осевые поднятия с треугольной формой сечения обычно узкие, с шириной в основании структуры 2—3 км. Ширина плоского участка у вершины составляет всего около 100 м. Осевые поднятия с куполообразным сечением рельефа являются промежуточными между структурами треугольной и трапециевидной формы. Во всех указанных формах рельефа осевого поднятия, как правило присутствуют вершинные грабены, которые обычно маркируют оси неовулканической зоны и области активного гидротермального сульфидного рудопроявления. Этот грабен наиболее выражен у осевых поднятий трапециевидного сечения, где его глубина достигает 100 м, а ширина - 1 км. В осевых зонах треугольного сечения вершинный грабен развит плохо, его ширина составляет часто менее 10 м, а глубина - около
5 м. В этих структурах он может отсутствовать.
В [379] предполагалось, что наблюдаемые вариации в формах рельефа осевого поднятия связаны с различием в термическом состоянии магматической камеры, ее формы, строения и временем развития. Попробуем проверить справедливость этого предположения в рамках нашей термической модели эволюции осевой магматической камеры. В этой модели рассчитывается так называемый “терми-ческий” рельеф, формирующийся как изо-статический отклик на изменения плотности пород коры при их термическом расширении [23]. Эволюция “термического” рельефа, как одной из существенных составляющих наблюдаемого рельефа дна океана, представляет определенный интерес и для прогнозирования состояния коровой камеры. Этот рельеф вычисляется в рамках предположения локального изостатического равновесия из условия равенства весов столбцов коры с основанием (уравнением изостазии) на глубине z - ZM\
н(х)7ЫШг,1)-р(х,*,№ (418)
о Рм ~9в
Здесь рм.рв - плотность пород мантии и воды. Распределение плотности р(XM,z,t), взятое на правой границе области х=ХМ, служило “реперным” или отчетным распределением для расчета рельефа. Тем самым значение Щх) оценивало превышение термического рельефа поверхности дна относительно его значения на правой границе области. В общем случае вариации плотности пород коры в [172] определяются изменением температуры и давления:
р (х, z, t) = р0 [1 - ОСТ(х, z, t)+ рТ(х, z, *)], (4.19)
5 о 1
где а =3,2-10' С' - коэффициент изобарического расширения и |3 = 7,9-1 O'4 кбар - коэффициент изотермического сжатия. Влияние температуры превалирует над влиянием давления.
Пример эволюции рельефа представлен на рис. 4.20, а для варианта ОМК быстро раздвигающегося
Расстояние от оси, км
Расстояние от оси, км
Рельеф, м
Рельеф, м
Расстояние от оси, км
Расстояние от оси,км
Рис. 4. 20. Зависимость рельефы осевого поднятия от термического режима магматической камеры, по 125]
Эволюция рельефа при формировании камеры: а) I-'~ 10 см/год: внедрение 50 м/1000 лет; кривые (тыс. лет): / -140; 2 -210; 3 - 280; б) V— 6 ем/год; внедрение 60 м/2000 лет; кривые (тыс. лет): /-70: 2-140; 3-210: 4 — 280
Эволюция рельефа при ос тывании камеры: о) Г = 10 см/год; внедрение 50 м/1 ()()() лет; кривые (тыс. лет): / - 280: 2 - 282; 3-285; 4- 290; 5 - 300; б - 310; 7-320:6’- 330; г) / '= 6 ем/год: внедрение 60 м/2000 лет; кривые (тыс. лет): / — 280; 2 — 285:3 - 290:4 - 300; 5 -310; 6 -320; 7-330
хребта (см. рис. 4.17) и на рис. 4.20, б для варианта ОМК хребта со средней скоростью развдиженмя (рис. 4.19).
Можно заметить, что стабилизация рельефа осуществляется практически за те же времена, что и стабилизация формы камеры (см. рис. 4.17, а, рис. 4.19, а). Характерная ширина осевого поднятия, а также увеличение его амплитуды наблюда-
ются в первые 100 тыс. лет и в дальнейшем замедляются. Форма рельефа остается близка к треугольной лишь для времен менее 70 тыс. лет с начала спрединга (в случае быстрого спрединга). При больших временах спрединга в осевой зоне вырабатывается относительно пологий участок рельефа, и форма поднятия в сечении близка к трапециевидной с шириной верхней грани от 2 до
4 км. Однако треугольная форма рельефа дна океана в осевой зоне спрединга может стать характерной и при изменении некоторых параметров обновляющейся линзы расплава, например, при уменьшении температуры линзы расплава или при сокращении ее толщины [23].
На рис. 4.17, б, рис. 4,19, б и рис. 4.20, в, г отчетливо прослеживается усиление выраженности трапециевидной формы кровли камеры, а вместе с ней и термического рельефа дна океана при остывании камеры. Плоский участок поверхности дна постепенно расширяется. Амплитуда термического рельефа в осевой зоне уменьшается примерно вдвое за времена остывания порядка 15-20 тыс. лет. В целом “термический” рельеф хорошо коррелирует с формой магматической камеры.
4.5.4. Процессы в осевых магматических резервуарах
Перейдем к рассмотрению процессов в подосевом очаге, включающих кристаллизацию и смешение магм. Представленные в литературе модели подо-севых очагов можно подразделить на четыре основных класса, классификация которых была дана в табл. 4,1.
