Численное моделирование термо-механических процессов в рифтовых зонах СОХ (обзор моделей, состояние проблемы, перспективы)

в) Влияние линзы базальтового расплава на форму и эволюцию осевой магматической камеры

Учет образования линзы базальтового расплава относится к наиболее трудным элементам в модифицированной модели осевого магматического очага. В нашей модели мы пытались численно оценить термические следствия процесса формирования и периодического обновления состава линзы расплавленного базальта в верхней части магматического очага быстро- и среднераздвигающихся хребтов [Галушкин и др., 1994б]. Процесс обновления линзы расплава воспроизводился в модели периодическим переписыванием распределения температур в верхней части очага нa глубинах Zs лнз на распределение с постоянной температурой T _лнз = (1150-1200^oС). Переписывание осуществлялось в каждый момент обновления состава линзы. Выше Zs означало рассчитанное значение глубины кровли камеры и d _лнз - толщина линзы (100-300 м).

Рис. 9. Эволюция кровли магматической камеры

Результаты численного моделирования приведены на рис. 9. Здесь представлен пример моделирования осевой камеры в коре быстро раздвигающегося хребта с V=5 см/год (внедрения даек полушириной 50 м раз в 1000 лет, или полушириной 5 м раз в 100 лет). Считалось, что процесс обновления состава линзы расплава в верхней части очага происходил не чаще этих внедрений (линза расплава толщиной 350 м обновлялась с температурой Т _лнз = 1200^oC). На рисунке показано становление формы камеры от момента начала внедрений при t =0 до "квазистационарного" положения кровли на время t =280 тыс. лет. Кровля камеры, располагающаяся в варианте без линзы на глубине 2,4-2,5 км (рис. 7), имеет теперь выраженный плоский участок полушириной 1,7-1,9 км (рис. 9). Характерно, что, как и ранее, изменения в форме кровли камеры по прошествии 200 тыс. лет с начала спрединга, заметны лишь в крыльях камеры.

Рис. 10. Зависимость термического рельефа осевого поднятия от термического состояния магматической камеры

Анализ показал также, что изменение периода обновления состава линзы Dt_л, ее температуры Т_лн и мощности d_лнз имеют заметное влияние на результаты моделирования. Так, уменьшение Dt _л от 500 до 200 лет приводило к уменьшению глубины кровли камеры примерно на 400 м; падение температуры обновляемого вещества линзы Т_лн на 25^oС - к увеличению глубины кровли камеры на 200-250 м и одновременному сужению ее в верхней части, тогда как уменьшение мощности линзы с 350 до 250 м относительно слабо сказалось на глубине камеры, но заметно сузило ее [Галушкин и др., 1994б].

На рис. 10 показан термический рельеф дна над коровой камерой, созданный температурным влиянием камеры и вмещающих ее пород. Этот рельеф вычисляется в рамках гипотезы локального изостатического равновесия из условия равенства весов столбцов коры с основанием (уравнением изостазии) на глубине z=ZM (уравнением изостазии):

(26)

Здесь r_M и r_w - плотности пород мантии и воды. Значение Н(х,t) оценивало превышение термического рельефа поверхности дна относительно его значения на правой границе области счета (x=XM). В нашем случае вариации плотности пород коры определялись лишь членом с температурным расширением в формуле (15). Можно заметить, что стабилизация формы рельефа осуществляется практически за те же времена, что и стабилизация формы камеры (рис. 7, 10). Форма рельефа остается близкой к треугольной лишь для времен менее 70 тыс. лет с начала спрединга. Далее в осевой зоне вырабатывается относительно пологий участок рельефа и форма поднятия в сечении напоминает трапецию с шириной верхней грани от 2 от 3,5 км.