Ю. И. Галушкин, Е. П. Дубинин,
А. А. Свешников, С. А. Ушаков
Московский государственный
университет им. М. В. Ломоносова, Музей
землеведения
Опубликовано:"Российский журнал
наук о Земле" том 2, N4, Декабрь 2000 |
Содержание |
Ограничение стационарными моделями осевых зон
СОХ позволило авторам рассмотренных выше работ
анализировать довольно сложные интегральные
модели формирования осевых зон, включавшие
процессы сегрегации и миграции расплава к осевой
зоне, образования коры и рельефа дна. В целом, это
ограничение можно считать оправданным, так как
оценки показывают, что даже эпизодические
внедрения магмы в осевую зону могут сформировать
квазистационарное термическое
состояние области за исключением, быть может,
района интрузий шириной 50-500 м в самой близкой
окрестности оси [Henstock et al., 1993].
Однако временная динамика формирования
термического режима осевой зоны, включая и
образование корового очага магмы, также
представляет большой интерес. Поэтому нами были
разработаны нестационарные модели формирования корового очага магмы, изложенные ниже
и представленные в работах [Галушкин, Дубинин,
1993, 1994; Галушкин
и др., 1994а; 1994б].
В наших моделях анализировался переход
нестационарного поля температур, формируемого
повторяющимися внедрениями осевых интрузий
(шириной 5-50 м раз в 1000-10000 лет), в
квазистационарное температурное распределение
в коровом слое осевой зоны центра спрединга. Мы
максимально упростили задачу, ограничиваясь
анализом температурного поля коры и поддерживая
в ее основании температуру кровли осевого
астеносферного поднятия Т =1200oC. Условия на
оси хребта ( x = 0) в наших моделях
непосредственно отражали процесс формирования
корового слоя в результате повторяющихся дайковых интрузий на оси спрединга.
При этом периодически обновляется тепловой
режим осевой области. Повторяемость внедрений
поддерживается непрерывным состоянием
растяжения, характерным для литосферы осевой
зоны хребта. С каждым таким внедрением связано
наращивание коры на величину D
х=VDt, где V - средняя
скорость спрединга и Dt -
интервал времени между последовательными
внедрениями. Время, которое занимает сам процесс
внедрения интрузии, обычно много меньше
интервала между внедрениями, и в расчетах
процесс внедрения полагался мгновенным. Во время
внедрения происходит заполнение магмой осевой
трещины полушириной D х = VDt. Через каждый интервал времени Dt процесс внедрения повторялся. При
численном моделировании процесс внедрения
интрузии воспроизводился переписыванием
температуры в пределах ширины осевой интрузии D Х на температуру ТМ = 1200oC.
Одновременно во всей области вне интрузии (х>D х) распределение температуры,
существовавшее непосредственно перед
внедрением, смещалось по горизонтали на
расстояние D х. Тем самым
распределение температуры всякий раз сразу же
после внедрения интрузии (t=ti+0)
имело вид:
![eqn027.gif](http://images.geo.web.ru/pubd/2002/02/12/0001162924/eqn027.gif) |
(20) |
В интервале времени до следующего внедрения
( tit< ti+Dt )
релаксация температуры в коровом слое
описывалась решением нестационарного уравнения
теплопроводности:
![eqn029.gif](http://images.geo.web.ru/pubd/2002/02/12/0001162924/eqn029.gif) |
(21) |
Анализируемая модель, в отличие от
рассмотренных выше, является существенно
нестационарной. Выделение скрытой теплоты при
затвердевании и ее поглощение при плавлении
базальта значительно повышает тепловую
инерционность среды и имеет определяющее
значение для формирования осевого очага магмы в
разумные интервалы времени. Эксперименты по
затвердеванию базальтовой магмы,
показывают, что степень кристаллизации магмы
является квадратичной функцией температуры в
интервале между солидусом (TS) и
ликвидусом (ТL) базальтовых пород [Usselman
and Hodge, 1978]:
![eqn030.gif](http://images.geo.web.ru/pubd/2002/02/12/0001162924/eqn030.gif) |
(22) |
Поэтому теплоемкость пород CP в
уравнении (21) в интервале температур TSTL
заменялась на эффективную:
![eqn031.gif](http://images.geo.web.ru/pubd/2002/02/12/0001162924/eqn031.gif) |
(23) |
где Ср - нормальная теплоемкость пород для TS.
Коэффициент теплопроводности в уравнении (21)
изменялся с глубиной, расстоянием от оси
спрединга и временем процесса, что существенно
влияло на размеры и форму образующегося очага
магмы в коре. Отклонения этого коэффициента от
значения нормальной кондуктивной
теплопроводности в коре ( K0
=6 кал/см coС), вызванные действием
конвекции, описывались, как и в моделях,
рассмотренных выше, с помощью числа
Нуссельта Nu:
![eqn032.gif](http://images.geo.web.ru/pubd/2002/02/12/0001162924/eqn032.gif) |
(24) |
Эксперименты с породами базальтового состава
показывают, что микротрещины в базальтовых
породах закрываются при температурах выше 725oС
[Hardee, 1982], поэтому глубина
этой изотермы принималась за нижнюю границу
проникновения гидротермальных вод. В
области, ограниченной сверху изотермой Т =725oС,
а снизу изотермой начала плавления базальта Т =1150oС,
фиксирующей в нашей модели кровлю осевой камеры,
доминировала кондуктивная теплопроводность.
Внутри очага число Нуссельта не должно быть
высоким из-за относительно низких долей
плавления базальта, препятствующих развитию
интенсивной конвекции. Мы принимали Nu =1,5
всюду в области ниже реологической
изотермы Т =725oС. Таким образом, число
Нуссельта, определяющее согласно (24) эффективную
теплопроводность пород, изменялась в области
счета следующим образом:
![eqn033.gif](http://images.geo.web.ru/pubd/2002/02/12/0001162924/eqn033.gif) |
(25) |
т.е. на удалении от оси, где множитель А =3-10
определял интенсивность гидротермальной
активности на оси хребта и амплитуду ее убывания
с удалением от оси хребта.
Уравнение теплопроводности (21) с начальными
условиями (20) и термофизическими параметрами
пород (23-25) решалось при повторяющейся процедуре
внедрения интрузии через каждые 500-10000 лет для
описания последующей релаксации распределения
температур. Шаги по осям x и z
увеличивались по геометрической прогрессии от
минимальных значений при x =0 и z =0,
определявшихся полушириной интрузии (5-50 м), до
максимальных 50-500 м на границе области счета.
Минимальный шаг по времени определялся
устойчивостью решения ( Dt Dx2,
Dz2/k,
где k=K/rCP )
и зависел от ширины осевых интрузий и
эффективной теплопроводности. В промежутках
между внедрениями в самом начале релаксации он
мог быть менее 1 года, но затем по прошествии 10-20
шагов после внедрения мог быть увеличен в 1,5-3
раза. Расчеты показали, что формирование
устойчивой структуры осевой камеры происходит
по прошествии 50-100 внедрений после начала первого
из них.
|