Окенический рифтогенез - Дубинин Е.П.
ISBN 5-89118-198-3
Скачать (прямая ссылка):
QmCpjAT= HqS. (5.9)
Подставляя Qm из (5.8) в (?.9), получим:
paCpfagkJj?T)
•= HnS~\Q-W MW-
(5.10)
Площадь контакта S оценивается из геофизических данных по ширине кровли магматической камеры (приблизительно 1 км) [317], а с учетом того, что гидротермальные поля располагаются через 1 км, она может быть оценена как 10б м2. Плотность теплового течения Я0 имеет вид:
Н‘~ i ' где d - мощность проводящего слоя между магмой и гидротермальной системой, А, - термическая проводимость коры между магмой и гидротермальной системой, Тт - температура магмы, 7) - средняя температура флюида вдоль контакта. Предполагая S = 10б м2Д = 2,5 W/m °С, Тт= 1200° С, 7>= 200° С, d -в диапазоне от 2,5 до 250 м, получим, что тепловой выход будет изменяться от 103 до 10 МВт соответственно [367]. Рассмотренные выше результаты обнаруживают и слабые места струйной модели с движущим тепловым механизмом за счет магматического источника. Некоторые гидротермальные поля (например, на 21° с.ш. ВТП) достаточно стабильны как по температуре горячих источников, так и по геохимическим параметрам. Например, концентрация рассеянных элементов во флюидах на 21° с.ш. ВТП остается постоянной. Такая стабильность указывает на то, что толщина проводящего граничного слоя должна также оставаться относительно постоянной.
Высокая пористость самых верхних метров океанической коры приводит к смешиванию горячих и холодных вод еще до выхода их на поверхность дна. Поэтому, если до смешивания температура воды в восходящей струе была 280-300° С, то на выходе она будет близка к 10-17° С [496]. Однако в наиболее мощных струях температуры выхода могут быть высокими, а вынос тепла в них- гигантским. Максимальные температуры гидротермальных струй на дне океана достигают: 355° С на 21°с.ш. ВТП, 380° С - на 13° с.ш. ВТП, 400° С - в северной части хребта Хуан де Фука [464, 367].
Как отмечалось выше, лишь 1/10 часть тепла, выносимого гидротермами, приходится на осевую струйную конвекцию с температурой на выходе до 300-400° С, а остальные 9/10 - на внеосевую, преимущественно однофазовую, конвекцию в пористой коре с температурой терм на выходе 10-20° С [498]. Несмотря на это энергетический вес струйной конвекции в осевой зоне, т.е. в пределах молодой коры (< 10 млн лет ), велик. К тому же именно со струйной конвекцией связано образование сульфидных месторождений на дне океана.
По характеру теплопотерь жидкости течение в струях разделяется на медленное, среднее и быстрое [496]. В медленных струях жидкость существенно охлаждается при контакте со стенками и кондуктивном отводе тепла от стенок. В быстрых струях жидкость практически не успевает заметно остыть и сохраняет свою температуру. Если размер трещины сравним с размерами прогреваемой области, то за время t существенное изменение температуры будет ощущаться на расстоянии = ,
где % ~ коэффициент термической диффузии среды. Другими словами, прогреванием охватывается площадь s*=K%t вокруг трещины. Тепловые потоки на поверхности довольно быстро уменьшаются с расстоянием от струй. Это затрудняет оценки тепловой мощности струй по измерению поверхностных тепловых потоков в их окрестности. Корректную оценку тепловых потерь в гидротермальных системах можно получить, измеряя скорости выхода и температуру жидкости в гидротермальных струях.
Исследование гидротермального поля в области RISE на 21° с.ш. в 1979 г. впервые дало возможность непосредственно подсчитать осевой гидротермальный тепловой поток [378]. Гидротермальные флюиды изливались не диффузно через всю зону трещиноватости, а из отдельных каналов. Флюиды, зачерненные частичками сульфидов железа, истекали со скоростью 1-5 м/с и имели температуру до 350° С. Гидротермальное поле RISE длиной около 6,2 км содержало, по крайней мере, 12 групп гидротермальных каналов и минерализованных холмов. Поле было целиком расположено в пределах неовулканической зоны в поясе шириной менее 500 м. Измерения расхода тепла в этом поле дали значения (6±2)-107кал/с для отдельного выхода черного курильщика. Это эквивалентно полным тепловым потерям на отрезке СОХ длиной 6 км и шириной 30 км по обе стороны от оси (т.е. через
кору в возрасте менее 1 млн лет). Скорости теплопотерь в гидротермальных струях настолько велики, что вероятность стационарного устойчивого существования таких струй крайне мала.
5.3.3. Конвекция, вызванная перепадом рельефа
Связь теплового потока с рельефом дна и гидротермальной конвекцией была обнаружена еще в конце 1970-х годов при первых детальных исследованиях в рифтовых зонах СОХ. Позднее Д.Аббот с соавторами [146] проанализировал статистическую связь между рельефом дна и тепловым потоком в области с небольшим (< 85 м) слоем осадков и обнаружили, что латеральные теплопотери быстро и существенно уменьшались в коре, имеющей пологий рельеф, в отличие от участков коры, имеющих изрезанный рельеф дна. Ряд исследователей рассмотрели данные по тепловому потоку и рельефу и предложили глобальную модель для термической структуры и эволюции океанической литосферы [514, 515].
