Examensarbete vid Institutionen för geovetenskaper ISSN 1650-6553 Nr 243

Numerical Model of a Fossil Hydrothermal System in the Southern East Pacific Rise Exposed at Pito Deep

Numerical Model of a Fossil Hydrothermal System in the Southern East Pacific Rise Exposed at Pito Deep

Páll Halldór Björgúlfsson

Páll Halldór Björgúlfsson

Uppsala universitet, Institutionen för geovetenskaperExamensarbete E1, Hydrogeologi, 30 hpISSN 1650-6553 Nr 243Tryckt hos Institutionen för geovetenskaper, Geotryckeriet, Uppsala universitet, Uppsala, 2012.

The Mid Ocean Ridge system with its volcanism and related hydrothermal activity has been a subject for many studies since the discovery of high temperature hydrothermal vents at the ridge surfaces in the 1970´s. This thesis focuses on deep sea hydrothermal activity on a superfast spreading ridge, the Southern East Pacific Rise (SEPR).The ridge is located in the South Pacific, off the coast of South America, and separates the Nazca Plate and the Pacific Plate. A fossil high temperature hydrothermal zone hosted by a fault was sampled 80 m below the lava/dike transition zone in the Pito Deep (a tectonic window into the SEPR). Geochemical data from the fault zone indicates that cold (<150°C) and hot (<390°) fluids coexisted at the same time whilst the hydrothermal system was active. A numerical model (HYDROTHERM) developed by the USGS was used to recreate the geological settings in the SEPR in order to try to model the hydrothermal activity and fluid flow. The model solves two governing partial differential equations numerically, the water component flow equation (Darcy law for flow in porous media) and the thermal energy transport equation (conservation of enthalpy for the water component and the porous media). The result of the modeling indicates that cold seawater can penetrate from the relatively permeable volcanic material into a highly permeable fault zone in the sheeted dike unit. The cooler seawater fluid flows down the fault zone, reheats and flows up again in a narrow upflow zone at the edge of the fracture/sheeted dike boundary. The result is a horizontal temperature gradient created in the fractured zone supporting the theory that hot and cold fluids can coexist in a fault hosted hydrothermal zone.

Examensarbete vid Institutionen för geovetenskaper ISSN 1650-6553 Nr 243

Numerical Model of a Fossil Hydrothermal System in the Southern East Pacific Rise Exposed at Pito Deep

Páll Halldór Björgúlfsson

 

 

                                               Copyright © Páll Halldór Björgúlfsson and Department of Earth Sciences, Air, Water and Landscape Sciences, Uppsala University.  Printed at the Department of Earth Sciences, Geotryckeriet, Uppsala University, Uppsala 2012.

 

 

Numerical Model of a Fossil Hydrothermal  System in the Southern East Pacific Rise  Exposed at Pito Deep       

Páll Halldór Björgúlfsson 

Abstract The Mid Ocean Ridge system with its volcanism and related hydrothermal activity has been a subject 

for many studies since the discovery of high temperature hydrothermal vents at the ridge surfaces in 

the 1970´s. This thesis focuses on deep sea hydrothermal activity on a superfast spreading ridge, the 

Southern East Pacific Rise (SEPR).The ridge is located in the South Pacific, off the coast of South 

America, and separates the Nazca Plate and the Pacific Plate. A fossil high temperature hydrothermal 

zone hosted by a fault was sampled 80 m below the lava/dike transition zone in the Pito Deep (a 

tectonic window into the SEPR). Geochemical data from the fault zone indicates that cold (<150°C) 

and hot (<390°) fluids coexisted at the same time whilst the hydrothermal system was active. A 

numerical model (HYDROTHERM) developed by the USGS was used to recreate the geological 

settings in the SEPR in order to try to model the hydrothermal activity and fluid flow. The model 

solves two governing partial differential equations numerically, the water component flow equation 

(Darcy law for flow in porous media) and the thermal energy transport equation (conservation of 

enthalpy for the water component and the porous media). The result of the modeling indicates that 

cold seawater can penetrate from the relatively permeable volcanic material into a highly permeable 

fault zone in the sheeted dike unit. The cooler seawater fluid flows down the fault zone, reheats and 

flows up again in a narrow upflow zone at the edge of the fracture/sheeted dike boundary. The result 

is a horizontal temperature gradient created in the fractured zone supporting the theory that hot and 

cold fluids can coexist in a fault hosted hydrothermal zone. 

 

   

 

 

Numerical Model of a Fossil Hydrothermal  System in the Southern East Pacific Rise  Exposed at Pito Deep      

Páll Halldór Björgúlfsson  Referat 

Mittoceaniska ryggar med tillhörande vulkanism och hydrotermisk aktivitet, har studerats sedan 

1970‐talet då man upptäckte vätska med hög temperatur som flödar upp från jordskorpan på 

Mittoceanryggen. Denna uppsats fokuserar på vätska med hög temperatur lokaliserade djupt under 

havsytan på en mittoceanisk rygg i Stillahavet, kallat Southern East Pacific Rise (SEPR), vars 

spridningshastighet klassificeras som väldigt snabb (>160 mm/år). Ryggen ligger i södra Stillahavet, 

väster om Sydamerikas kust och skiljer Nazcaplatten och Stillahavsplatten. Prover från ett tektoniskt 

fönster i Pito Deep (SEPR) 80 m under gränsen mellan vulkanisk material och gångformationen, 

härstammar från ett tidigare aktivt hydrotermiskt system i sprickzonen. Geo‐kemisk data från 

proverna indikerar att kalla (<150°C) och varma (<390°) vätskor fanns då systemet var aktivt. En 

numerisk modell (Hydrotherm) som utvecklats av USGS (U.S. Geological Survey) används här i ett 

försök att modellera vätskans flöde i bergtyperna i SEPR.  Modellen löser två ekvationer numeriskt; 

flöde i poröst material (Darcys lag) och transport av värmeenergi. Resultaten från modelleringen 

indikerar att kallt havsvatten kan flöda från relativt permeabelt vulkaniskt material, ner i en mer 

permeabel sprickzon som ligger i gångformationen. Kallt havsvatten flödar ner sprickzonen, värms 

och flödar upp igen i en trång zon som ligger på gränsen mellan gångformationen och 

spricksystemet. Resultaten blir en horisontal temperaturgradient i vätskan som cirkulerar i 

spricksystemet och styrker teorin att varma och kalla vätskor kan förekomma samtidigt i 

hydrotermiska spricksystem. 

   

 

 

Acknowledgements  I like to thank my wife Gunnhildur, and my two children Úlfur and Dísa for all the patience they have 

shown me during the last year whilst writing this thesis. I also like to thank my supervisor Abigail 

Barker for suggesting the subject and for all the assistance and helpful comments, as well as Zhibing 

Yang for his helpful comments. I also like to thank all the people in Geo‐centrum whom I have come 

to know during my studies in Uppsala and have made my stay enjoyable.  

 

 

 

 

 

 

Contents

Abstract ................................................................................................................................................... iii

Acknowledgements .................................................................................................................................. v

List of figures .......................................................................................................................................... vii

1. Introduction ......................................................................................................................................... 1

2. The Mid Ocean Ridge system .............................................................................................................. 2

2.1 The East Pacific Rise, geology and location ................................................................................... 3

2.2 Tectonics and volcanism in the East Pacific Rise ........................................................................... 5

3. SEPR Hydrothermal systems and their hydrogeology ......................................................................... 6

3.1 Distribution of vents and relation to tectonics and volcanism ..................................................... 6

3.2 Venting and Black smokers ........................................................................................................... 8

3.3 Alteration in the sheeted dike complex ...................................................................................... 10

4. Permeability of Oceanic crust ........................................................................................................... 12

4.1 Oceanic crust permeability: In Situ measurements .................................................................... 12

4.2 Oceanic crust permeability: Laboratory testing .......................................................................... 13

4.3 Indirect measurements/Thermal measurements of permeability ............................................. 13

5. Description of software used for modeling ....................................................................................... 14

6. Model Setup and domain. ................................................................................................................. 16

6.1 Rock units .................................................................................................................................... 16

6.2 Rock Parameters .......................................................................................................................... 16

6.2.1 Thermal conductivity ............................................................................................................ 17

6.2.2 Porosity ................................................................................................................................. 17

6.2.3 Permeability ......................................................................................................................... 17

6.2.4 Density .................................................................................................................................. 18

6.2.5 Specific heat ......................................................................................................................... 18

6.2.6 Rock compressibility ............................................................................................................. 18

7. Modeling results ................................................................................................................................ 19

Sc1. .................................................................................................................................................... 19

Sc2. .................................................................................................................................................... 21

Sc3. .................................................................................................................................................... 22

8. Discussion .......................................................................................................................................... 25

9. Conclusions ........................................................................................................................................ 28

References ............................................................................................................................................. 29

 

 

List of figures  

Figure 1: Cross axis bathymetric profiles of mid ocean ridges…………………………………………2 

Figure 2: Depth to the top of a magma lens at MOR by multichannel seismic data…………2 

Figure 3: Mid ocean ridges along axis minimum bathymetric profiles…………………………….3 

Figure 4: Location of the Pito Deep and the East Pacific Rise………………………………………….4 

Figure 5: Lithology from the Pito Deep……………………………………………………………………………4 

Figure 6:  A hydrothermal model proposed for a fast spreading ridge……………………………7 

Figure 7: A histogram from 7 third order segments at the NEPR and the SEPR……………….8 

Figure 8: Thermodynamics of black smoker formations………………………………………………….10 

Figure 9: A model proposed by Heft et al 2008 based on dike and lava alteration………….11 

Figure 10: The temperature evolution and the plume formations for Sc1……………………..20 

Figure 11: Flow diagram for Sc1 and liquid water mass fluxes and flow vectors…………….20 

Figure 12: The temperature evolution and the plume formations for Sc2……………………..21 

Figure 13: Flow diagram for Sc2 and liquid water mass fluxes and flow vectors…………….22 

Figure 14: The temperature evolution and the plume formations for Sc3……………………..23 

Figure 15:  Flow diagram for Sc3 and liquid water mass fluxes and flow vectors……………24 

Figures 1 – 8 are reprinted with the permission of the authors. 

 

1 

 

1. Introduction The Mid Ocean Ridge system with its volcanism and related hydrothermal activity has been a subject 

for many studies since the discovery of high temperature hydrothermal vents at the ridge surfaces in 

the 1970´s. Studies from different ridges located around the world have shown that the difference in 

ridge topography as well as its along axis profile can be contributed to different behavior of the 

volcanism associated to spreading ridges. The difference (or variety) in the volcanism also creates 

different geological and hydrological conditions for high temperature venting to occur. The nature 

and behavior of hydrothermal vents and geothermal areas is therefore highly related to the tectonics 

and volcanism of an area.  

One of the ridges which have been studied frequently during the last two decades is the East Pacific 

Rise (EPR). The East Pacific Rise (EPR) is located in the Pacific, off the coasts of Central America and 

South America, and is classified as a fast – superfast spreading ridge. Often there is a distinction 

made between the North and the South EPR, respectively NEPR and SEPR. The NEPR separates the 

Cocos Plate and the Pacific Plate, whilst the SEPR separates the Nazca Plate and the Pacific Plate, but 

further south the Easter Microplate replaces the Nazca Plate (see figure 4). The Pito Deep is believed 

to be a tectonic window into the super‐fast spreading SEPR. Magnetic anomaly 2A, which can be 

extrapolated across the Pito Deep Rift (PDR) from the Nazca plate to the north, suggests that the 

exposed Nazca crust was generated about 3 Ma ago near 23°S (Martinez et al., 1991; Naar et al., 

1991).Results from investigations in the Pito Deep have given valuable insight in the behavior of a 

super‐fast spreading ridge. One of the observations from the Pito Deep is an exposed fault zone 

which extends over 40 m, with six 1 m wide highly deformed faults within relatively undeformed 

dikes. A detailed study published by Barker et al. (2010) based on geochemical data from rock 

samples collected from the exposed fault zone suggests that cold (<150° C) and hot (<390°C) fluids 

coexisted at the same time whilst the fault zone hosted an active geothermal system. The data is 

recorded in the alteration formed in a fault believed to be created at or close to a fast spreading 

ridge.  

The aim of this thesis is to discuss and explain with numerical modeling the results from Barker et al. 

(2010), that is the co‐existence of hot and cold fluids observed in fossil high temperature fault zones 

in the East Pacific Rise. The current depth of the East Pacific Rise is about 2700m, or about 27 MPa. 

This simplifies the modeling by assuming a constant single fluid phase during the last 3 million years. 

The software used for modeling was created by the US Geological Survey and is named Hydrotherm 

Interactive. It’s a numerical model and can handle temperatures up to 1200° C and pressures up to 

109 Pa. The results of the modeling are presented graphically showing temperature variations over 

time.  This thesis will also discuss theories and research on deep see hydrothermal systems located at 

spreading ridges, mostly focusing on the East Pacific Rise.   

   

 

2. The As ment

Rise, wh

therefor

 The Mid

been ma

greatly, a

of sprea

reinjecti

that con

gradient

chamber

axial ma

Mid Oceaioned before

ich is a part 

re necessary 

d Ocean Ridg

apped in det

and the alon

ding (see fig

on in the sys

ditions with 

t, as well as r

rs has also b

gma chambe

an Ridge se this thesis 

of the Mid O

and this cha

ge system is o

ail (about 1 %

ng axis profile

ure 1 and 3)

stem, the fas

fast rate of 

rock chemist

een shown t

er lies (Philip

system concentrate

Ocean Ridge

apter briefly 

over 70,000 

%) with visua

es as well as 

. The rate of

ster the reinj

magma injec

ry is more co

to vary with t

ps Morgan an

2 

es on discuss

(MOR) syste

discusses th

km in length

al survey. Th

 cross axis p

f spreading h

jection the fa

ction are mo

onstant over

the rate, the

nd Chen 199

ing the findin

em. Some ba

e MOR syste

h, and only a

he spreading 

rofile also va

has been link

aster the rat

ore stable in t

r time. The d

e faster the s

3). 

ngs in the So

sic knowledg

em. 

 fraction of t

rate of mid o

ary greatly de

ed with the 

e of spreadin

the sense th

epth of the a

preading rat

 

Figure 

bathym

mid oce

Differe

form/ca

profiles

ridges (

Chadw

from M

 

Figure 2: De

magma lens

the brittle li

function of 

Squares are

to magma le

multichanne

whilst dots 

earthquake

Chadwick 1

Philips Morg

1993).  

 

outhern East 

ge of the MO

these system

ocean ridges

epending on

rate of magm

ng. This also

at the therm

axial magma

te the shallo

1: Cross axis 

metric profiles

ean ridges. 

nt spreading 

ause differen

s on mid ocea

(Perfit and 

ick 1998, mod

Macdonald 198

epth to the to

s, or the dept

ithosphere as

spreading rat

e determined 

enses by 

el seismic dat

are axis 

e depths (Perfi

998, modified

rgan and Chen

Pacific 

OR is 

ms have 

s varies 

n the rate 

ma 

implies 

mal 

a 

wer the 

s of 

rates 

t 

an 

dified 

86). 

op of a 

h of 

s a 

tes. 

depth 

ta, 

it and 

d from 

n 

 

 

Figure 3: 

the botto

2.1 The

The East

coasts of

often the

The NEP

and the 

The Pito

anomaly

north, su

(see figu

spreadin

 

Mid ocean rid

om (Perfit and

e East Pacif

t Pacific Rise 

f Central Am

ere is a distin

PR separates 

Pacific Plate

 Deep is beli

y 2A, which c

uggests that 

ure 4) is just n

ng portion of

dges along ax

d Chadwick 19

fic Rise, ge

(EPR) is loca

merica and So

nction made

the Cocos P

, but further

eved to be a

can be extrap

the exposed

north of the 

f the SEPR (M

is minimum b

998). 

eology and

ated in the Pa

outh America

e between th

late and the 

r south the E

a tectonic wi

polated acro

d Nazca crust

East Pacific 

Martinez et a

3 

bathymetric p

d location

acific, as one

a. It is classif

he North and

Pacific Plate

aster Microp

ndow into th

oss the Pito D

t was genera

Rise –Easter

al., 1991; Naa

 

rofiles. Slow s

e could guess

fied as a fast 

d the South E

e, whilst the 

plate replace

he super‐fast

Deep Rift (PD

ated about 3

r Microplate 

ar et al., 199

spreading rate

s from the na

– superfast s

PR, respectiv

SEPR separa

es the Nazca 

t spreading S

DR) from the 

Ma ago nea

junction alon

1).

es on top and 

ame itself, o

spreading rid

vely NEPR an

ates the Nazc

Plate (see fi

SEPR. Magne

Nazca plate 

ar 23°S. The l

ng the fastes

fast at 

off the 

dge and 

nd SEPR. 

ca Plate 

gure 4). 

etic 

to the 

ocation 

st 

 

 

This win

to be an

dominat

dikes we

thicknes

transitio

Figure 5: 

represent

complex 

 

dow allowed

alyzed and m

ted by pillow

ere generally

ss of 700 m. T

onal in nature

Lithology from

t lavas. The th

zone also vari

d a cross sect

mapped (figu

w lavas, and n

y 700 – 1000 

The transitio

e. (Pollock et

m the Pito De

hickness of the

ies greatly in t

tion of a 3 m

ure 5). The vo

not so much 

m thick whi

on zone is ge

t al., 2009) 

eep (Morgan e

e volcanic pill

thickness, fro

4 

million year o

olcanic units

by lobate lav

lst the gabbr

nerally abou

et al., 2005). S

ow lava units

m few tens of

  

old crust assu

s are general

vas or sheet 

ro units ther

ut 200 m thic

Solid circle sho

range from 5

f meters to ov

Fi

an

re

se

re

fig

ab

et

umed to orig

ly 100 – 500 

flows.  The u

eunder have

ck in both cas

ows in situ dik

0 – 300 m. Th

ver 400 m (Po

gure 4: Locati

nd the East Pa

econstruction 

eems to sugge

epresenting ar

gure 5 were lo

bout 3 million

t al., 2009). 

ginate from t

 m thick, and

underlying s

e a maximum

ses and is 

kes, whilst ope

he lava/sheete

llock et al., 20

ion of the Pito

acific Rise. Pla

(Naar et al., 1

est that the cr

reas A and B i

ocated on the

n years ago (Po

he SEPR 

d are 

heeted 

m 

 

en circles 

ed dike 

009). 

o Deep 

te 

1991) 

rust 

n 

e SEPR 

ollock 

5 

 

2.2 Tectonics and volcanism in the East Pacific Rise 

The connection between hydrothermal vents, volcanism and tectonics on the EPR has been studied 

over the last decades. The tectonic features recognized in the EPR play an important role in trying to 

understand the complex relation between tectonics, volcanism and hydrothermal systems. In 

Macdonald (1998) and White et al. (2002) the segmentation of the EPR is discussed and explained. 

The segments are classified ranging from 1 to 4, based on the length of the segments. 

For fast spreading ridges the first order segments are considered to be 600 +/‐ 300 km long, cut by 

large transform faults forming a type of large propagating rift with an offset bigger than 30 km. The 

lifetime estimated for these segments is estimated > 5x106 years. For the second order segments the 

length is estimated 140 +/‐ 90 km, and thought to represent overlapping spreading centers often 

characterized by shear zones at the boundaries of each segment with an offset ranging 2 – 30 km. 

The longevity of these segments is considered to be 0,5 – 5 x 106 years. The third order segments are 

estimated 50 +/‐ 30 km in length with overlapping spreading centers thought to represent the gaps 

between volcanoes(volcanic systems). The offset is only 0,5 – 2 km between third order segments. 

The timescale considered for each segment is thought to range from 104 – 105 years. The smallest 

segments are the fourth order segments, only 14+/‐ 8 km in length and are considered to be offsets 

from the axial summit caldera (graben). The offset is less than 1 km and span the timescale from 102 

– 104 years.  

White et al. (2002) studied in detail a section of the NEPR and conclude that third order segments are 

basically composed of volcanic units as described by i.e. Gudmundsson (1995), resembling volcanic 

units in Iceland . An example of such a volcanic unit would be the Krafla volcanic system in Iceland.  

Each fissure swarm or a volcanic unit is defined by a central crater/volcano with an underlying 

magma chamber and an underground plumbing system running out from the center of the system 

along the ridge/fissures. Dike and sill injection can happen along the ridge (fissure system) and cause 

eruptions anywhere in the swarm but the most frequent eruptions take place in the center of the 

system. The tendency of lava domes to form at the end of a system in the EPR indicate a lower 

infusion rates or more viscous lava resulting in pillow lava being the dominant rock formation, rather 

than sheet flow or lobate lava in the center of a system. This suggests that the eruptive style is 

significantly different at the edge of a system than in the center.  

The rifting and related volcanism is not considered to happen constantly, rather thought to be more 

episodic and each unit within the third order segment is believed to have the lifetime of 103 – 105 

years. That is considerable longer lifetime than the 102 ‐ 103 years that volcanism related to fourth 

order segments is believed to have (Sinton et al., 2002). 

A multi‐channel seismic profile along the EPR between 8°50’ N and 13°30’N is indicates that the top 

of a crustal magma chamber is located at 1.2 km – 2.4 km below the sea floor. The magma chamber 

is also relatively narrow, less than 4 – 6 km wide. The observations also indicate that the magma 

chamber does not widen with depth, but remains narrow. Seismic data from the SEPR have even 

reported a narrow melt sill, as narrow as 1 km located only about 1000 m below the seafloor (Detrick 

et al., 1993). 

   

6 

 

3. SEPR Hydrothermal systems and their hydrogeology As discussed in chapter 2 the layering of the oceanic crust has been defined from direct observations 

from the Pito Deep and geophysical measurements. Studies of ophiolites have also contributed 

significantly in understanding the ocean crust layering. Generally the upper part of the crust consists 

of volcanic material, either sheet flows or pillow lava, followed by the sheeted dike complex with the 

gabbro unit at the base (see figure 4 and 5). 

One basic aspect about fluid flow in the upper oceanic crust is the highly fractured porosity of this 

part of the crust. That implies that most of the fluid travels in channels along fractures. The upper 

part of the crust (the upper 200 – 300 m) illustrates a more horizontal layering compared to a more 

vertical layering in the sheeted dike complex (Fisher, 1998). This is not surprising when comparing 

the processes responsible for creating these layers. Dikes usually penetrate near vertical from a 

magma source, whilst extrusive material (sheet flow or pillow lava) is laid out in horizontal units with 

new units covering old units and even sediments formed between those two units. 

To estimate fluid volumes, water/rock ratios in oceanic crust have been calculated in various studies. 

The water/rock ratios generally require some basic assumptions like the initial composition of both 

the rock and the circulating fluid, is the system open or closed and the rapid exchange between liquid 

and solid phases.  The general trend indicates greater water/rock ratios in the upper part of the crust 

(the extrusive rocks) compared to the lower part of the extrusive and the sheeted dike complex. This 

is in accordance with permeability measurements as discussed in chapter 3 (Fisher 1998 and 

references therein). 

It should also be kept in mind that fluid compressibility as well as fluid expansivity contribute to 

storage in systems that undergo changes in pressure and temperature. All water that comes into a 

system has to be either stored in the system or go out (discharge). At steady state recharge and 

discharge should be balanced while in transient systems the difference must be balanced by a change 

in storage (Fisher, 1998). 

3.1 Distribution of vents and relation to tectonics and volcanism 

Haymon et al. (1991) visually and acoustically surveyed a 80 km section of the EPR in order to map 

the occurrence and distribution of high temperature vents (T>200° C) along the ridge (black, white 

and gray smokers). Their results showed a correlation between the occurrence of high temperature 

vents on the second order scale with the shallowing of the axial magma chamber (< 1,7 km beneath 

the ocean bottom) and the presence of a well‐developed axial summit caldera (also referred to as 

axial summit graben). In fact most of the high temperature vents within the second order segments 

were located on the edge of the caldera margin. In the case of the 4th order segments (here the 4th 

order segments also include the 3rd order segments) the occurrence of high temperature vents was 

correlated to narrow axial summit caldera (40 – 70 m wide), shallow axial magma chamber (<1.55 km 

beneath the axial zone) and also in the youngest and least fissured lavas. To try and explain the 

distribution of the vents a model is proposed (see figure 7).  

In their research the absence of hydrothermal venting in areas with older, highly fissured lavas 

supports the fact that high temperature venting is most likely related to volcanic events, and that the 

amount of vents in a system represent the cycle a hydrothermal area undergoes. The onset of a 

hydrothermal area is probably started with a volcanic event. The volcanism continues in that area, 

 

resulting

(also ref

that time

topograp

topograp

area. The

surface a

colder fl

along wi

model fo

   

Figure 6: 

observati

and 3rd or

A test on

segment

the age o

associate

A later st

order se

well as b

often for

diffuse f

g in the form

erred to as a

e dike inject

phically high

phy so that t

e rock failure

and as a resu

uids in the e

ith a deeper 

or the 4th ord

 A hydrotherm

ions from the 

rder segment

n sulfide dep

ts hydrother

of 0 – 78 yea

ed with olde

tudy from H

gments at th

bio communi

rm around a

low shut dow

mation of a su

axial summit 

ion is contin

est under th

the dikes are

e and faultin

ult increased

extrusive rock

circulation i

der segments

mal model pro

Venture hydr

s are classifie

posits in the D

mal systems

ars are assoc

er and more f

aymon and W

he NEPR and

ities was mo

 low diffuse 

wn the bio co

ummit, and la

graben) as r

uously going

he axial summ

e topographic

ng along the c

d venting in t

k (pillow and

n the dikes is

s hydrotherm

oposed by Ha

rothermal fiel

d as one.) 

Deval on the

s undergo a h

ciated with fr

fissured lava

White (2004

 the SEPR sh

re frequent 

of hot fluids

ommunities 

7 

ater a gravit

result of the 

g on in pulse

mit caldera, 

cally lower u

caldera rim h

the caldera s

d lobate lava

s proposed b

mal venting (

aymon et al. (1

lds 9°09’ – 54´

e EPR crest 1

hydrotherma

resh lavas, w

a (Kalou et al

4) comparing 

howed that t

at the cente

s, that often 

around the 

ational colla

deflating of 

s and resulti

but a caldera

under the cal

help to creat

ystem. A thr

s) perpendic

by Hayman e

(Haymon et 

1991) for a fas

´ N on the EPR

2° 46´N supp

al/tectonic cy

whilst south o

., 1985). 

locations of

he location o

r of the segm

aren’t obser

vent disappe

pse creating

an axial mag

ng in a dike s

a collapse m

ldera compa

te a hydrothe

ree dimensio

cular as well 

et al. (1991) a

al., 1991). 

st spreading r

R. (In this stud

ports the the

ycle. North o

of Deval inac

f hydrotherm

of high temp

ments. The b

ved visually,

ear. Sheet flo

g a summit ca

gma chambe

swarm that 

ight change 

ared to surro

ermal flow t

onal circulati

as along axia

as hydrother

ridge, based o

dy 4th order se

eory that 4th 

of Deval dep

ctive deposits

mal vents wit

perature ven

bio communi

, and when t

ows also pro

aldera 

er. During 

is 

the 

unding 

o the 

on of 

al rift 

rmal 

 

n 

egments 

order 

osits in 

s are 

hin 3rd 

ts, as 

ties 

he 

ved to 

 

be more

figure 7)

Figure 7: 

end along

In the sa

random 

pillow la

segment

These ob

eruption

order se

segment

lifetime 

segment

order se

propose

and is di

3.2 Ven

In the fo

different

discusse

concentr

The early

and the 

tempera

e frequent at

).  

A histogram f

g the ridge mo

ame study by

distribution 

va versus sh

ts. 

bservations a

ns and heat p

gments, sim

ts are more r

of a third or

ts is estimate

gment durin

d is actually 

scussed in ch

nting and B

oregoing chap

t types of ve

d in foregoin

rated around

y work of Ma

terms Black 

atures betwe

 the segmen

from 7 third o

oving towards

y Haymon an

in the high t

heeted lava a

allowed them

powering the

ilar to the co

related to de

der segment

ed 102 – 104 

ng its lifespan

in good agre

hapter 3.3. 

Black smok

pters the ter

nting and th

ng chapters t

d the centers

acdonald et 

smokers and

een 100° ‐ 35

nts center co

order segment

s the segment

nd White 200

temperature

also did not s

m to conclud

e hydrotherm

onclusion of 

elivery of ma

t is estimated

hydrotherm

n. The movem

eement with

kers 

rm venting a

e temperatu

the location 

s of volcanic 

al. (1980) pr

d White smo

50° C and hav

8 

mpared to p

ts at the NEPR

ts center. (Hay

04 data from

e vents as we

show any kin

de amongst o

mal vents is c

White et al 2

agma into the

d 103 – 105 y

al activity w

ment of hyd

h the dike alt

nd black smo

ures related t

of high temp

 systems, on

resented the

okers. White 

ve a distinct 

pillow lava flo

R and the SEP

ymon and Wh

m 24 fourth o

ell as in the b

nd of trend a

other things 

concentrated

2002. They a

e upper crus

years, but the

ill relocate it

rothermal ac

eration cycle

okers have b

to it will be e

perature ven

n a relatively 

e results from

smokers we

white color,

ows at the se

R. The x‐axis s

hite 2004) 

rder segmen

bio communi

s observed in

that the mag

d around the

also suggest t

st and dike in

e lifetime of 

tself 10 – 100

ctivity and th

e proposed b

been used. In

explained in 

nts at mid oc

narrow area

m venting site

re measured

mostly due 

egments end

shows the seg

nts showed a

ities. The am

n the third o

gma feeding

e center of th

that the 4th o

ntrusion. Sinc

the 4th orde

0 times insid

he timescale

by Heft et al.

n this chapte

more detail.

cean ridges is

a.  

es at the EPR

d to have 

to precipitat

d (see 

 

gments 

a more 

mount of 

order 

g 

he 3rd 

order 

ce the 

r 

de a third 

 

 (2008) 

er the 

. As 

s mostly 

R 21° N 

tion of 

9 

 

barite and silicia. In the EPR these smokers build chimneys with the diameter of 2‐ 12 centimeters. 

Black smokers also build high sulfide chimneys with the diameter measured in centimeters and the 

temperature measured between 350 – 400°, with sulfide precipitates contributing to the black color.      

In the same article calculations based on the amount of flow as well as temperature from venting 

areas was used to show how hydrothermal circulation effectively plays an important role in cooling 

of the ocean crust. That is to say cold seawater percolates into the newly formed crust, absorbs heat 

and cools down the ocean crust in the process.  

Von Damm (2000) presents data from a relatively fresh volcanic site in the EPR. Also there the 

temperatures measured in the vents rarely reach temperature over 400° C. 

Three mechanisms have been proposed why black smoker temperatures are limited with the 

maximum temperatures measured at a little over 400° C (Jupp & Adam, 2000 and references 

therein).   

• High ductile rock (higher than 500° C) is essentially impermeable as the ductile 

nature prevents formation of cracks 

• High temperature rock becomes impermeable over time either by mineral 

precipitation or by thermal expansion,  or a combination of both factors 

• A temperature cap is imposed by the thermodynamics of water. 

A model proposed by Jupp & Adam (2000), tries to explain the thermodynamics of black smoker 

formations, examining the internal temperature of a porous medium. The aim of the research was to 

explain why black smoker temperatures aren’t higher than 350 – 400° C, whilst the heat source can 

be up to 1200° C. A numerical simulation was used to show how the thermal structure of a 

convection cell works.  

When analyzing the governing equations in the modeling software (Hydrotherm) it was revealed that 

the thermodynamic properties of the water are the governing factors, rather than the parameters 

used for the modeling. Hence their study excluded all the temperature limiting mechanism and used 

a homogeneous, isotropic medium representing the crust. A gauss bell shaped heat profile was used 

to represent the heat source from beneath, with 1100° at the center and cooling down to 10° C at 

the edges. Their model stretched 1700 m from the center to left and right. 

The results showed that for pressures according to seafloor crust plumes of fresh hot water start to 

form at 400° C, for any heat source higher than 500° C (see figure 8). This implies that venting 

temperature remain steady whilst the magma source supplying the heating is cooling and solidifying.  

A high temperature reaction zone with incoming horizontal flow at the base of the bottom boundary 

was also showed to occur in their study. 

 

 

 

Figure 8: 

formation

never exc

temperat

3.3 Alte

Heft et a

conclude

heteroge

is amphi

systema

and >450

permeab

systems)

timescal

suggesti

areas qu

the uppe

and mixi

Pito Dee

from the

 

Results from 

ns. Figure a is 

ceed 400° in t

ture and the f

eration in 

al. (2008) stu

ed that most

eneous and s

ibole domina

tically with d

0° C (amphib

bility and hig

) along the E

e of 5 – 20 k

ng three diff

uartz veins as

er part of the

ing with hott

ep those elem

e sheeted dik

the model wo

 the large sca

heir model. F

fluids mass flu

the sheete

udied the alte

t of the alter

shows no sp

ated with ch

depth. The te

bole). The pr

gher water/r

EPR create a 

ka.  A model 

ferent proce

s well as met

e dikes, with

ter fluids in t

ments were n

ke complex (

ork of Jupp & 

le plume form

igure b is zoo

ux vectors.  

ed dike com

eration in Pit

ation develo

atial trends o

lorite rich di

emperature 

esence of fa

ock interacti

distinctive ch

based on the

sses based o

tal enrichme

 one fluid or

the sheeted 

not observed

see figure 9)

10 

Adam, (2000)

mation created

med into the 

mplex 

to Deep dike

oped within a

on the scale 

ke sporadica

estimated to

ults near the

ions. They pr

haracter of a

ese observat

on the geoch

ent suggests 

riginated in t

dike comple

d, probably r

). 

), explaining t

d in the mode

center lower 

es and the di

a broad hot 

of ten to hu

ally distribute

o create thes

e chlorite alt

ropose that m

alteration on

tions is prese

emical obse

the mixing o

the volcanic m

x.  In anothe

representing

he thermodyn

el showing tha

part of figure

ke/lava trans

upwelling zo

ndreds of m

ed and they 

se alteration

ered dikes in

migration of 

n the scale 1‐

ented in figu

rvations. In o

of two differe

material flow

er study area

g a more dire

namics of blac

at surface tem

e a, showing th

sition zone a

one. The alte

meters. The a

are not distr

 are <300° (c

ndicates high

f cells (hydro

‐ 2 km and th

re 10. The m

one of the st

ent kinds of f

wing down fr

a also located

ect upwelling

 

ck smoker 

mperature 

he 

and 

ration is 

lteration  

ributed 

chlorite) 

her 

othermal 

he 

model 

tudied 

fluids in 

ractures 

d in the 

g zone 

 

Figure 9: 

Deep wer

observati

goes all t

well as m

C), while 

sheeted d

 

A model prop

re compared, 

ion areas with

he way throug

metal enrichme

the other stu

dyke complex

posed by Heft

suggesting th

hin the Pito De

gh the extrusi

ent suggests t

dy area lacked

x and alters th

 

t et al 2008 ba

hree different 

eep, probably

ive unit and e

the mixing of d

d those eleme

e sheeted dyk

11 

ased on dike a

 processes. Fl

y representing

exits at the oce

different kind

ents complete

ke complex in

and lava altera

uid path A wa

g a more direc

ean bottom. I

d of fluids in th

ely. Fluid path

to amphibole

ation. Two are

as observed in

ct upwelling zo

n one of the a

he upper part 

 B depicts how

e or chlorite do

eas within the

n both of the 

one where th

area quartz ve

 of the dikes (

w the fluid sta

ominated ass

 

e Pito 

e fluid 

eins as 

(fluid path 

ays in the 

emblies. 

12 

 

4. Permeability of Oceanic crust Permeability can best be described as the ease which rock fluids can move through porous rocks. 

Permeability of rock is probably the key factor in understanding flow in rock units. Permeability of 

the oceanic crust seems to be highly heterogeneous and anisotropic as within crystalline rock in 

general (Fisher, 1998).  Understanding how permeability is created and destroyed in rocks is also of 

equal importance, such as the creation of highly permeable zones followed by tectonic processes, or 

the precipitation in cracks and voids that diminish or destroy the permeability in a layer.  

In the case of oceanic crust, measuring permeability is not a simple task. In‐Situ measurements, 

laboratory testing of cores and various indirect geophysical measurements are all different methods 

to estimate the permeability of oceanic crust. The following subchapters discuss each of these 

methods. The values obtained from core scale measurements indicate a permeability range from 10‐

22 – 10‐17 m2 whilst borehole measurements (bulk rock scale) indicate a higher permeability of 10‐18 – 

10‐13 m2 with the higher values usually located in the upper part of the crust, and lower values in the 

lower part (Fisher, 1998).   

4.1 Oceanic crust permeability: In Situ measurements 

Mostly two kind of packer tests are used, pressure slug test and constant rate injection test. Values 

for bulk permeability for oceanic crust mostly come from DSDP (Deep See Drilling Project) and ODP 

(Ocean Drilling Project) boreholes. All the interpretations are based on following assumptions: 

1) The permeable zone is horizontally oriented and has infinite lateral extent and constant thickness 

2) The head is the same everywhere in the permeable zone prior to pumping 

3) The well has a small diameter compared to the depth of influence of the test and is 100% efficient 

4) The well fully penetrates the aquifer  

5) The aquifer is considered to be isotropic and homogeneous 

6) Fluid flow to and from the well is radial 

7) The fluid properties do not vary with time or place during testing 

These assumptions are in accordance with the REV (representative element volume), indicating that 

the testing place is large enough to represent a porous medium. But if the transmissivity measured in 

a deep borehole is concentrated to a few thin layers the permeability of the bulk will depend on the 

thickness of the tested interval (Fisher, 1998). 

Bulk rock permeability from the Middle Valley, Juan de Fuca Ridge in young crust < 0.2 Ma at depth 

of 11.0 – 173.6 m into the crust show the value 8.0 x 10‐14 m2, but at the interval of 61.0 – 91.0 m has 

the value of 2.5 x 10‐13 m2 (Becker et al,. 1994). These values are probably the most relevant values to 

compare to the permeability in the upper crust of the EPR since very few tests (if any) have been 

conducted on ridge centers.  

13 

 

4.2 Oceanic crust permeability: Laboratory testing 

Laboratory testing of basalt core samples have generally showed a lot lower values of permeability 

than in situ measurements. Values from laboratory testing are ranging  from 10‐18 – 10‐19 m2at low 

confining stresses and room temperature, but increase up to 7x 10‐18 m2when heated up to 600° C 

(28Ma old crust) and  under confining pressure (30 – 100 MPa) (Aksyuk et al., 1992). Younger crust 

from pillow lavas from Juan de Fuca Ridge tested under confined pressure ( 5 – 40 MPa) gave values 

up to 1.5 x 10‐18 m2 (Christensen and Ramananantoandro, 1988).  

4.3 Indirect measurements/Thermal measurements of permeability 

There are other ways to measure or infer the permeability in the ocean crust. One of the methods 

involves measuring the temperature with temperature logs in an open borehole. From temperature 

measurements it can be established whether ocean water is flowing into the borehole, or if there is 

water flowing from the borehole into the ocean. In most cases cold denser seawater is flowing into 

the boreholes. The cold dense seawater and the percolating fluids in the crust have different 

pressure, and the pressure difference induces flow which can be used to estimate permeability of the 

surrounding crust. The calculations are somewhat similar to the ones used in packer tests.  

Values estimated from the East Pacific Rise, at the west flank in a 20 – 50 Ma year old rock, gave 

permeability values between  10‐12 – 10‐10 m2 (Baker et al. 1991). Another study from the East Pacific 

Rise located at the ridge crest in a  0 – 100 ka year old rock estimated permeability 1000 m into the 

crust to be 5 x 10‐12 m2 (Evans, 1994). 

   

14 

 

5. Description of software used for modeling The Hydrotherm simulator is versatile software created by the US Geological Survey. The version 

used in this thesis is version nr 3. The simulator is a numerical model and can handle temperature up 

to 1200° C and pressures up to 109 Pa. It only simulates the ground water flow of pure water 

components.  

A graphical Interface, Hydrotherm Interactive, is available to help with the modeling but the use of 

that is restricted to two dimensional Cartesian or cylindrical coordinates. It should though be noted 

that the model is still in three dimensions, but the third dimension is a unit vector chosen by the 

scale of modeling. In this thesis the Hydrotherm Interactive graphical interface was chosen to model 

as it is relatively user friendly and less time consuming, and helps to visualize the results of the 

modeling. 

Two governing partial differential equations are solved numerically, the water component flow 

equation (Faust and Mercer,1979a; Huyakorn and Pinder,1983) coupled with Darcy law for flow in 

porous media with the pressure chosen as the dependent variable, and the thermal energy transport 

equation based on the conservation of enthalpy for the water component and the porous 

media(Faust and Mercer 1977; Huyakorn and Pinder 1983).  

For more details regarding the equations and their limitations readers are referred to the 

Hydrotherm Guide version 3 (Kipp et al., 2008). Most of the limitations regarding the model work in 

this thesis are addressed later in this chapter.   

The equations are coupled through the dependence of advective heat transport on the fluid velocity 

field, and the dependence of fluid density, viscosity and saturation on pressure and temperature. 

Finite difference techniques are then used for the spatial and temporal discretization of the 

equations.  

 The primary dependent variables are pressure and enthalpy, and numerical solutions are obtained 

simultaneously for them. The secondary dependent variables are computed from the primary 

variables. They include temperature, saturation, fluid density, fluid viscosity and interstitial fluid 

velocity. 

There are limitations since the range of thermodynamic tables used do not cover regions with super 

critical pressure and low enthalphy. Therefore the Hydrotherm is not applicable for low temperature 

systems in the deep ocean floor. In this study the problem is solved by setting the temperature at the 

ocean/rock boundary at 7° Celsius. The simulator also has problems dealing with injection of cold 

fluids/cold precipitation penetrating several kilometers below the land surface creating a plume of 

cold water in high pressure areas. 

In order to apply the simulator in highly fractured volcanic environments Darcy’s equation for flow in 

porous medium has to be assumed. Therefore flow in fractured rock will only be realistically 

represented when the scale of the region is large relative to the fracture spacing.  

The simulation region is spatially discretized using a cell centered grid. Since the code uses finite‐ 

difference techniques for spatial and temporal derivative approximations there are some numerical 

15 

 

limitations. Those problems can be avoided in a simple model of a system where the main purpose is 

to investigate mechanisms and testing hypothesis as is the case in this study.  

Another limitation is that finite‐difference grids do not conform to boundaries that are not parallel to 

the coordinate axes. Stair‐step approximations to angular boundaries, such as sloping land surfaces, 

are inconvenient to specify and can cause local variations in the ground‐water flow‐field that are not 

realistic. The topography as well as boundaries between layers has therefore been set as either 

horizontal or vertical in the model represented in this paper to avoid these complications.  

Also the thermal energy transport equation neglects pressure volume, therefore it is possible that 

temperatures in the liquid phase at large depths become lower than any boundary condition, source 

temperature or initial condition temperature. But in most cases this approximation is only a few 

degrees Celsius lower than if it were not neglected.  

   

16 

 

6. Model Setup and domain. The modeling results presented in chapter 7 are the result of 3 different modeling scenarios. Two of 

the models have the same initial conditions but different geological setup (Sc2 and Sc3), whilst one of 

them has different initial temperature conditions (Sc1).  

The model domain is two dimensional, 1.2 km wide (x‐axis) and  0.99 km deep (z‐axis) with a 60 x 50 

cells grid. The hydrostatic pressure set at the top of the domain is 270 bars. The boundary conditions 

are set as constant from initial conditions, using hydrostatic pressure and a geothermal temperature 

profile created from initial conditions  

• The boundary condition used is known as a Dirichlet boundary condition 

• Specified fluid pressure condition for the ground‐water flow equation, and a specified 

enthalpy or specified temperature condition for the heat‐transport equation. These 

conditions can be specified independently as functions of location and they can also vary 

independently with time.  

• The surface is predefined as a closed aquifer.  

• The run time of the model was set at 1500 years. 

 

6.1 Rock units 

Four rock units were created in the model to represent the geological conditions in the SEPR based 

on observations presented in chapter 2.1. One of the units is 665 m thick and is considered to 

represent the sheeted dike complex. Another unit 335 m thick is considered to represent the 

extrusive volcanic material. Those two units are the basic units in the model. Two other units were 

also created and were thought to represent more fractured areas (fault zones) within the basic units. 

One of the units represents a fractured area within the extrusives and the other unit represents a 

fractured area that extends into the sheeted dike complex. The thickness of the fractured unit in the 

extrusive material is identical to the depth of the extrusive material unit, but the unit representing 

fractured material in the sheeted dike complex extends about 380 m into the sheeted dike complex 

from the boundary between the sheeted dikes and the extrusive material (see figures in chapter 7).  

6.2 Rock Parameters 

In order to run the Hydrotherm software some basic rock parameters have to be established for 

every rock unit. Those parameters are: 

• Porosity 

• X permeability 

• Z permeability 

• Thermal conductivity 

• Specific heat of rock 

• Rock density 

• Rock compressibility 

17 

 

6.2.1 Thermal conductivity 

One of the parameters required for running the Hydrotherm program is thermal conductivity of the 

rock being modeled. The Si unit is W/(mK) and describes the rate which energy will cross an area 

with the driving potential of a unit gradient perpendicular to an area.  Since many rocks are 

anisotropic it follows that the thermal conductivity is a tensor, and therefore dependent on direction. 

Measuring thermal conductivity is not easy, but many measurements from basalt indicate a range 

between 2.38 and 1.12, but for gabbro the values range from 3.58 – 1.98. The variation with 

temperature and pressure is relatively small for temperatures less than 1200° C (Jessop, 1990). This 

model uses an average value of 1.9 W/(mK) for all rock units, consistent with a model in a similar 

setting (Jupp & Adam, 2000).  

6.2.2 Porosity  

All solid rocks contain holes, and the amount of holes per volume defines the porosity of a rock. The 

porosity of rock is therefore expressed as a percentage. For dense crystalline rocks the porosity 

varies from 0 – 5 %, but basalt shows a wider range from 3 – 35%. Pezard (1990) defines 3 types of 

primary porosity that are most common in igneous seafloor crust: 

• Primary porosity such as vesicles 

• Micro‐cracks with limited extent 

• Various macro‐features such as boundaries between layers, tectonic fractures and 

collapse structures. 

Resistivity measurements conducted at DSDP hole 504B revealed layered structure correlated with 

basement lithology. Interpretation of apparent resistivity values showed a decrease from 11 – 14% 

porosity in the upper 150 m, and 7 – 10% porosity in the next 500 m, dropping to 1‐3% porosity in 

the sheeted dike complex below (Becker 1985). This data were later reanalyzed by (Pezard 1990), 

indicating that free water, that is water not bound to minerals, is significantly lower than previously 

estimated. This layering in porosity with depth is in accordance with results from permeability 

measurements conducted in boreholes in the ocean crust (see discussion on permeability in chapter 

4.1). In this study the sheeted dike unit porosity was set at 2%. For the fractured dikes and volcanic 

extrusive unit the value was set at 10%. The values for the fractured extrusive unit were set at 20%. 

6.2.3 Permeability 

The connectivity of voids (porosity) in rock or rock units controls the permeability of a rock or a rock 

unit. The permeability of oceanic rocks was discussed in more detail in chapter 4 in this thesis. 

Permeability in a rock unit does not have to be isotropic (a constant for all directions), but when the 

permeability varies with directions the rock is referred to be anisotropic. All of the rock units used in 

this model were defined as anisotropic. The values chosen can be seen in table 1. The permeability in 

the dike formations in Z direction (vertical) is chosen to be higher than in the X direction (horizontal) 

as a result of fissure and dike orientation along the ridge axis. For the pillow lava the values for 

permeability in the X direction are higher based on horizontal flows in lavas and the horizontal 

layering between lava sequences as discussed in chapter 3.  

 

 

18 

 

Table 1:  Permeability of rock units used in the model. X is horizontal permeability whilst Z is vertical 

permeability (see references in chapter 4). 

   X (m2)  Z (m2)

Sheeted dike  10‐17   10‐16

Fractured dike  10‐15   10‐14

Extrusive volcanics  10‐13    10‐14

Fractured volcanics  10‐13   10‐12

6.2.4 Density 

Density of basalt is temperature dependent, which has been experimentally determined to be 2760.4 

kg/m3 , but 2704.7 kg/ m3 at room temperature (Yan et al., 2001).  Melting of basalt can happen over 

a wide range of temperature, between 1000° and 1260° and in that temperature interval liquid and 

solid phase can coexist (Yan et al., 2001). Basalts can also range in chemical compositions as well as 

the porosity of the rock. For this model the temperature never exceeds 900° and the value of basalt 

was set at 2690 kg/m3 for the fractured rock, 2700 kg/m3 for extrusive material and 2730 kg/m3 for 

dikes. These values are within the range of the basalt wet bulk density which varies from 2831 kg/m3 

for flow basalts down to 2196 kg/m3 for vesicular basalts (Christensen et al., 1980). 

6.2.5 Specific heat 

Specific heat of an object is one of its physical properties. It can be established by direct 

measurements, simply by taking a known mass of matter, and adding heat into the system and 

carefully measuring the heating of the object.  Specific heat of basalt has been measured 0.84 kJ/kg K 

and that is the parameter chosen for the model (Davis, 1982). 

6.2.6 Rock compressibility 

Rock compressibility is the ability of rock to reduce in volume when pressure is applied. It is the 

inverse of bulk modulus whose base unit is Pa. The base unit for compressibility is therefore Pa‐1. A 

rock compressibility value of 0.15 x 10‐10 Pa‐1 is used in this study for extrusive material, whilst 0.5 x 

10‐10 Pa‐1 is used for denser dike material. These values are based on the average values from 

Christensen et al 1980 from initial reports of the Deep See Ocean Drilling Project. 

   

19 

 

7. Modeling results This chapter presents the result from 4 different geological setups named Sc1 – Sc3. The results are 

presented graphically showing the temperature profile evolution over time, followed with a short 

description.  

The setup/initial conditions are expressed with the yellow color represents the volcanic extrusive 

unit, the green represents fractured area (fault zones) within the extrusive unit. Blue color shows 

fractured area (fault zones) within the sheeted dike unit and purple color represents the sheeted 

dike unit.  

In all of the scenarios presented the model domain is 1.2 km wide and 1.0 km deep. The thickness of 

the extrusive unit is 335 m, and the sheeted dike complex is 665 m thick. The width of the fractured 

zone (fault zone) is 160 m. The rock parameters are represented in chapter 6. 

Sc1. 

The initial temperature is represented by 4 temperatures at different levels. At the top of the domain 

the temperature is set at 7° C, followed by an 80° C boundary located 260 m from the top of the 

domain. Just below the boundary between the extrusive unit and the sheeted dike unit, 340 m from 

the top of the domain a 400°C boundary is set. 40 m from the bottom of the domain the temperature 

is set 900° C. 

 When following the process over time in figure 10 it can be noted that 2 small plumes start 

developing at the boundary between the dike formation and the extrusive units around the 400° C 

boundary, later developing into multiple plumes. The plumes rise higher into the extrusive unit and 

after 500 years they form one powerful high temperature plume with temperatures between 307° ‐ 

357° C at the center of the domain. The plume slowly diminishes in strength whilst the temperature 

in the upper part of the sheeted dike unit slowly starts to cool down. This scenario shows a 

circulation in the extrusive unit, gaining heat from the sheeted dike whilst the dike unit slowly cools 

down. The majority of the fluids contributing to the plume are reheated seawater from the extrusive 

unit (see figure 11). 

 

 

 

 

 

Figure 10

Figure 11

mass flux

Initia

100 ye

500 ye

0: The temper

1: To the left a

xes and flow v

al Conditions     

ars           

ars           

rature evolutio

a simplified flo

vectors from H

      

on (°C) and th

ow diagram fo

Hydrotherm. I

0 years

250 yea

1500 ye

20 

he plume form

or Sc1 at the e

n the color sc

          

ars           

ears           

mations during

end of the mo

cale blue show

 

g the model ru

del run. To th

ws low fluxes a

 

 

un for Sc1. 

he right liquid 

and red high. 

 

water 

The red 

 

dotted ar

water in t

boundary

Sc2. 

The initia

presente

from the

have bee

scenario

permeab

 

Figure 12

In the fir

dike form

weak an

Initial Co

100 ye

800 ye

rea in the shee

the plume ori

y, gain heat an

al temperatu

ed in Sc1. Th

e top of the d

en added to 

o is because t

bility. 

2: The temper

rst stage afte

mation and w

d short‐lived

onditions          

ears           

ears           

eted dike unit

ginated from 

nd rise in the 

ure is repres

e only differ

domain. In th

the domain 

the Hydrothe

rature evolutio

er the model

works its way

d and starts t

  

t shows where

the extrusive

center to crea

ented by 4 te

ence is that 

his scenario t

(table 1). Th

erm had som

 

on (°C) and th

 is started a 

y up into the

to move to t

0 years   

300 yea

1500 yea

21 

e the fluid is s

e unit. Cooler 

ate a hot plum

emperatures

the 400° bou

two fault zo

he reason wh

me problems

he plume form

plume starts

e fractured ro

he right and

         

ars           

ars           

supercritical. T

liquids flow al

me.  

s at different

undary has b

nes with diff

hy the 400° C

 running hig

mations during

s forming fro

ock formatio

 creates a th

The model sho

long the extru

t levels, muc

been moved 

ferent perme

C boundary w

h temperatu

 

 

   

g the model ru

om the botto

on (see figure

hin upwelling

ows that mos

usive /sheeted

ch the same 

and is locate

eability para

was set so low

ures at high 

un for Sc2. 

om of the fra

e 12). The pl

g zone in the

t of the 

d dike 

as 

ed 730 m 

meters 

w in this 

actured 

ume is 

 

 

fractured

formatio

tempera

formed i

the 400°

low perm

fractured

Howeve

zone bou

fractured

formatio

 

Figure 13

mass flux

dotted ar

water in t

boundary

fractured

from the 

fluxes tha

Sc3. 

In this sc

formatio

The abse

forming 

the Sc2 c

liquid sta

therefor

move up

sheeted 

d sheeted di

on from the e

ature in the s

in the extrus

° C boundary

meable fract

d zone whils

r a large por

undary whils

d dike unit c

on, with grad

3: To the left a

xes and flow v

rea in the shee

the plume is o

y, gain heat an

d extrusive par

extrusive unit

an the cooler 

cenario all th

on has been 

ence of the f

than in Sc2 w

case the plum

art to flow fr

re works as c

p in an upflow

dike comple

ke unit. At th

extrusive roc

surrounding 

sive rock out

y below the f

ured area. In

st the hotter 

rtion of the h

st at the opp

auses a horiz

dient as big a

a simplified flo

vectors from H

eted dike unit

originated fro

nd rise in the 

rt. In a large p

t, but on a sm

downflow zon

he same cond

removed.  

fractured zon

with temper

me in the fra

rom the extr

circulation w

w zone on th

ex have gaine

he same tim

ck. Water co

sheeted dike

side of the fr

fractured are

nstead the co

fluids slowly

hotter fluids a

osite end co

zontal tempe

as 130° C ove

ow diagram fo

Hydrotherm. I

t shows where

m the extrusiv

center to crea

portion of the 

mall part of the

ne.  

ditions as in 

ne in the ext

ratures betw

actured part 

usive unit in

here cold flu

he other side

ed more hea

22 

e colder wat

ntinues to p

es starts to r

ractured zon

ea does not s

older and de

y make their 

also rise at t

older fluids a

erature grad

er the 160 m

or Sc2 at the e

n the color sc

e the fluid is s

ve unit. Coole

ate a plume, w

fractured par

e unit a thin u

Sc2 apply, b

rusive unit a

ween 157° – 2

of the sheet

to the fractu

uids are brou

e. The fluids f

at compared 

ter starts pen

enetrate the

rise and wide

ne. In this sce

supply enoug

enser fluids s

way through

he edge of t

re moving do

dient to form

 wide fractu

end of the mo

cale blue show

supercritical. T

er liquids flow

whilst cooler l

rt of the sheet

upflow zone is

ut here the f

llows a more

207° C in the

ted dike unit

ured sheeted

ught down at

flowing into 

to the fluids

netrating int

e fractured d

e low temper

enario it is ob

gh heat to su

tart flowing 

h the sheete

he sheeted d

own. This cir

m in the fractu

re zone (see 

del run. To th

ws low fluxes a

The model sho

 along the ext

iquids mostly 

ted dike unit f

observed wit

fault zone in 

e powerful p

center of th

shifts to the

d dike unit. T

t the one side

the fracture

s flowing dow

to the fractu

dike, but the 

rature plume

bvious that p

ustain a plum

down into t

ed dike comp

dike and frac

rculation in t

ured sheeted

 figure 13). 

he right liquid 

and red high. 

ows that mos

trusive /sheet

y flow down in

fluids are flow

th higher wate

 the extrusiv

plume to star

he plume. Bu

e right as coo

The fractured

e, gain heat 

ed part of the

wn in Sc2 sin

red dike 

es are 

placing 

me in the 

he 

plex. 

ctured 

the 

d dike 

 

water 

The red 

t of the 

ted dike 

n the 

wing down 

er mass 

ve 

rt 

t as in 

oler 

d unit 

and 

e 

nce they 

 

are most

15). 

 

Figure 14

Initial Co

200 ye

1000 y

tly originated

4: The temper

onditions          

ears           

years           

d from fluids

rature evolutio

  

s that flowed

on (°C) and th

0 yea

500

150

23 

d along the e

he plume form

rs           

0 years           

00 years          

extrusive /sh

mations during

eeted dike b

g the model ru

boundary (se

 

 

 

un for Sc3. 

ee figure 

 

Figure 15

mass flux

dotted ar

between 

relatively

more hea

along the

 

5: To the left a

xes and flow v

rea in the shee

Sc1 and Sc2. 

y strong plume

at compared t

e extrusive /sh

a simplified flo

vectors from H

eted duke uni

The lack of hi

e. The fluids fl

to the fluids fl

heeted dike bo

 

ow diagram fo

Hydrotherm. I

it shows wher

gh permeable

lowing into th

owing down i

oundary. 

24 

or Sc3 at the e

n the color sc

re the fluid is 

e fracture zon

he fractured p

in Sc2 since th

end of the mo

cale blue show

supercritical. 

e in the extru

part of the she

hey are mostly

del run. To th

ws low fluxes a

The fluid flow

sive part help

eeted dike com

y attributed fr

he right liquid 

and red high. 

w can be seen 

ps to create on

mplex have ga

rom fluids tha

 

water 

The red 

as mix 

ne 

ained 

at flowed 

25 

 

8. Discussion  The modeling work represented in chapter 7 can be thought to represent the geological conditions 

on a fast spreading ridge in the SEPR. The thickness of the formations is close to what is described by 

Morgan et al. (2005). The choice of 900° C at 1 km depth is in accordance with a shallow magma 

chamber observed under active hydrothermal areas in the SEPR (Detrick et al 1993). 

The main purpose of the modeling was to investigate the coexistence of hot (<390°) and cold 

(<150°C) fluids in fracture zones as observed by Barker et al 2010. In the study by Barker et al. from 

2010 rock samples were collected 80 m below the lava/dike transition zone in the Pito Deep and 

analyzed. Titanium in quartz thermometry indicate temperature of 392° C +/‐ 33° C., and higher 87Sr/86Sr  in fault breccias than in average vent fluids at the seafloor suggest an input from a higher  87Sr/86Sr  source, perhaps seawater (Barker et al 2010). Also fault Breccia enriched in MgO indicates 

presence of cold seawater, since magnesium is completely removed as seawater is heated up to 150° 

C (Seyfried 1987). 

 One of the observations from the modeling results that could help explain the coexistence of hot 

and cold fluids is the circulation that is created in the sheeted dike fracture zone observed in Sc2 and 

Sc3 (see figure 13 and 15). Cooler fluids from the extrusive unit flow down into the fractured area, 

reheat and flow up again in an upflow zone at the other side of the fracture zone creating a 

circulation, with very small contribution from the fluids entrapped in the low permeable sheeted dike 

unit due to the large difference in permeability parameters chosen.  

In the study by Barker et al. (2010) the fault zone extends over 40 m, with six 1 m wide highly 

deformed faults within relatively undeformed dikes. However the fracture zone in the model 

presented in this thesis was set 160 m wide. That is considerable wider than the fault zone observed 

by Barker et al. (2010). The reason for choosing such a wide fracture zone was the relative course 

grid used for the modeling.  

The circulation in the fractured part of the sheeted dike complex observed in the modeling causes a 

horizontal temperature gradient to form in the fractured sheeted dike formation, with gradient as 

big as 130° C over the 160 m wide fracture zone in Sc2 (see figure 11). Also in Sc2 the 150° C 

boundary in the fractured  downflow zone  observed in the end of the model run is located around 

100 – 150 m below the sheeted dike – extrusive boundary. In Sc3 the temperatures observed in the 

sheeted dike fracture zone were considerably higher than in Sc2 although the water penetrating into 

the fractured sheeted dike complex in both cases originated as cold seawater as explained in figure 

13 and 15.  This circulation of colder seawater being reheated in the fracture zone supports the 

theory that MgO enriched breccia observed in the fracture zone studied by Barker et al 2010 could in 

fact be contributed by cold seawater.  

These results can also be compared to the model that Heft et al 2008 proposed in their study on 

alteration in the sheeted dike complex in the EPR and is discussed in chapter 3.3.  In one of the area 

studied in the Pito Deep quartz veins as well as metal enrichment suggests the mixing of different 

kind of fluids in the upper part of the dikes related to mixing through faults (see figure 9). Sc2 and Sc3 

could be considered representing similar conditions where mixing of different fluids occur in the 

upper part of the dikes close to fractures, but the mixing of fluids occurring in the modeling scenarios 

26 

 

presented here mostly occurs above the boundary between the sheeted dike complex and the 

overlying volcanic material.     

But how reliable are the modeling results presented in this thesis?  The answer to that is the 

modeling results presented in this paper should not be interpreted to literally. The model is a 

numerical simulation and there are many other factors that affect hydrothermal systems that the 

model doesn’t take into considerations. 

In chapter 3.2 the model work of Jupp and Adam (2000) was presented and comparison to their 

result could help to give some insight into the reliability. They used the same model, Hydrotherm, as 

the model presented in this thesis. But there are some differences between the model presented in 

this thesis and the model of Jupp and Adam’s.  They start with a bell shaped heat source, 1200° in the 

center and cooling down to 10° in the edges. Whilst the model presented in this paper uses a 

constant heat source through the whole model regime, and the hydrothermal gradient is established 

from predefined  initial conditions. That is thought to represent the conditions in the EPR with 

constant heat flow and constant source of magma.  Jupp and Adam (2000) assume isotropic material, 

whilst the models presented in this thesis contain up to four different rock units each with different 

anisotropic properties. The model presented by Jupp and Adam mostly emphasizes on observations 

of Black smoker’s temperatures not exceeding 400° C. But the results from Sc1 are not so different 

from the results presented by Jupp and Adams supporting their finding that when the governing 

equations in the modeling software (Hydrotherm) were analyzed it was revealed that the 

thermodynamic properties of the water are the governing factors, rather than the parameters used 

for the modeling. 

The time factor cannot be regarded as real time, since there are many other factors that control the 

fluids attributes. The time factor only represents the time for these particular modeling scenarios as 

calculated in the model and is a result of initial temperature conditions. The choice of initial 

temperature conditions was highly limited by the models incapability to run high temperature fluids 

in low permeable formations, such as fractured material in the dike complex at considerable depth. 

Hence in scenario 2 – 3 the 400° temperature is set below the fractured dike formation.  

The permeability of the area modeled in this study is also quite hard to establish as mentioned in 

chapter 3. The permeability chosen for every formation in the model is thought to represent the 

permeability of the whole formation, the REV (Representative element volume) which in some sort 

of an average permeability over an area observed. This scalar thinking in the REV concept will 

drastically diminish the effect of highly permeable fractures created by contraction/expansion or 

even tectonic events. Those kinds of highly permeable fractures on a smaller scale could easily move 

hotter liquids, as observed in Black smokers, to the surface, but the model does not cache those 

moments.  

Another factor that largely affects hydrothermal systems is precipitation in fractures, and the 

cooperation between precipitation and thermal expansion/contraction of the country rock. A study 

by Lowell et al 2007 investigating crack closure in hydrothermal upflow zones indicates that thermal 

expansion happens about ten times faster than the silica precipitation, resulting in rather thin layer 

of silica in fractures that were perhaps a lot wider whilst active. The cooling of the rock 

(thermoelestic stress) would then result in reopening the fracture, but chemical bonding between 

27 

 

silicia and country rock could make the process more difficult. A fracture located at the outer regions 

of a hydrothermal upflow zone would be sealed by the effect of thermal expansion and chemical 

precipitation, and then reopened again to allow cooler fluids to enter the space, and perhaps come in 

contact with hotter fluids and reheated. This would lead to the rock expansion and chemical 

precipitation closing the facture again. This could explain many thin bands of silica precipitation 

observed in cracks, as well as explain while cold and hot fluids seem to coexist at the same time. 

These results from Lowell et al 2007 are applicable in the deeper parts of a hydrothermal system, 

where thermal expansion is the governing part. In shallower regions the chemical precipitation can 

be seen as the more governing factor. In the model presented here none of these factors, that is 

thermal contraction/expansion as well as chemical precipitation, are taken into consideration. 

High temperature plumes that are created are often a result of some disturbance in the geology of a 

region, seismicity and or volcanic activity as discussed in chapter 3 (see references in the chapter).  

Then the local temperature profile is temporarily displaced and plumes of high temperature can be 

created. Injecting dikes and sills add temperature to a system, as well as disturb the local previously 

established flow of water in the crust, allowing short lived phenomena such as black smokers to be 

created. This of course is hard to model since this is not a system in balance and cannot be sustained 

over longer time periods and the model does not take any of those factors into consideration.  

The Hydrotherm model also specifically warns about limitation that finite‐difference grids do not 

conform to boundaries that are not parallel to the coordinate axes. Stair‐step approximations to 

angular boundaries, such as sloping land surfaces, are inconvenient to specify and can cause local 

variations in the ground‐water flow‐field that are not realistic. This explains the box like shape of the 

formations in the model. 

 Another shortcoming of the model is the choice of a closed aquifer. It is not a very realistic to 

assume a closed aquifer in the center of the SEPR ridge. Although, observations from the Sea Cliff 

hydrothermal field in the northern Gorda Ridge in the Northeast Pacific Ocean, show a crust that has 

an impermeable layer caused by silica precipitation. According to calculations the capping of the 

crust is a process that can take only decades (Rona et al 1990). The choice of a closed aquifer 

probably resulted in wider plumes and higher temperature in the extrusive formation, and could be 

responsible for driving some of the cooler fluids down the fractured dike formation. 

Also this is model running non brine liquid, fresh water. That is rarely the case with seawater derived 

fluids.  

All in all, despite the shortcomings of the model mentioned above the modeling of EPR with such a 

crude method and relatively large grid used can aid to try and understand some aspects of the 

relative complex nature of the EPR hydrothermal systems. Therefore the results of the model should 

be viewed with that in mind. 

   

28 

 

9. Conclusions Results from the modeling work in Sc2 and Sc3 as presented in chapter 7 supports the theory that 

hot and cold fluid can coexist in an active fault hosted hydrothermal system. The main reason for the 

coexistence of the hot (<390°C) and cold fluid (<150°C) is suggested to be the permeability 

parameters used in the modeling, that is to say the huge contrast in permeability between the 

sheeted dike complex and the fault zone as well as the extrusive material. This huge contrast drives 

the circulation of cold fluids down into the fault and then up again after gaining heat, resulting in a 

horizontal temperature gradient observed in the fracture zone.  

 

   

29 

 

References  

Aksyuk, A. M., Vitovtova, V. M., Pustovoy, A. A., Kharin, G. S. and V. M. Shmonov (1992):  

  The permeability of oceanic basalts and some questions of the formation of  

  hydrothermal springs in the rift zone of the Atlantic Ocean. Oceanology, Engl.  

  Transl.; Vol. 32, 778–784. 

  

Baker, P., Stout, P., Kastner, M. and H. Elderfield (1991):  Large‐scale lateral advection of seawater  

  through oceanic crust in the central equatorial Pacific, Earth. Planet. Sci. Lett.; Vol.  

  105, 522–533. 

 

Barker, A.K., Coogan, L.A., Gillis, K.M., Hayman, N.W. and D. Weis (2010): Direct  

  observation of a fossil high‐temperature, fault‐hosted, hydrothermal upflow  

  zone in crust formed at the East Pacific Rise. Geology; Vol. 38, 379‐382. 

 

Becker, K. (1985): Large scale electrical resistivity and bulk porosity of the oceanic crust,  

  Initial Rep. Deep Sea Drill. Proj.; Vol. 83, 410–428. 

 

Becker, K., Morin, R. H. and E. E. Davis (1994): Permeabilities in the Middle Valley  

hydrothermal system measured with packer and flow meter experiments, Proc.  

Ocean Drill. Program Sci. Results; Vol. 139, 613–626. 

 

Carbotte, S. and K. C. Macdonald (1997): Comparison of seafloor tectonic fabric at  

intermediate, fast, and superfast spreading ridges: Influence of spreading rate,  

plate motions, and ridge segmentation on fault patterns. J. Geophys. Res.; Vol.  

99, 13609‐13631. 

 

Christensen, N. I., Wilkens, R. H. and S. C. Blair (1980): Seismic velocities, densities, and  

  elastic constants of volcanic breccias and basalt from deep sea drilling project  

  leg 59. Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project; Vol. LIX, 515‐517.  

  [Reprinted from Kroenke, L., Scott, R., et al.] 

 

Christensen, N. I., and R. Ramananantoandro (1988): Permeability of the oceanic crust based  

on experimental studies of basalt permeability at elevated pressures,  

Tectonophysics; Vol. 149, 181–186. 

 

Detrick, R. S., Buhl, P., Vera, E., Mutter, J., Orcutt, J., Madsen, J., and T. Brocher (1987): Multi‐

  channel seismic imaging on a crustal magma chamber along the East Pacific  

  Rise. Nature; Vol. 326, 35‐41. 

 

Detrick, R. S., Harding, A. J., Kent, G. M., Orcutt, J.A., Mutter, J.C. and P. Buhl (1993):  Seismic 

structure  of the Southern East Pacific Rise. Science; Vol 259, 499‐503.  

 

 

30 

 

 

Evans, R. L. (1994): Constraints on the large‐scale porosity and permeability structure of  

  young oceanic crust from velocity and resistivity data. Geophys. J. Int.; Vol.  

  119, 869–879. 

 

Faust, C.R. and J.W. Mercer (1977): Finite‐difference model of two‐dimensional, single‐ and  

  two‐phase heat transport in a porous medium‐version I. U.S. Geological Survey  

  Open‐File Report; 77−234. 

 

Faust, C.R. and J.W. Mercer (1979): Geothermal reservoir simulation 1. Mathematical models  

  for liquid‐ and vapor‐dominated hydrothermal systems. Water Resources  

  Research; Vol. 15(1), 23–30. 

 

Fisher, A. T. (1998): Permeability within basaltic oceanic crust. Reviews of Geophysics; Vol.  

  36(2), 143–182. 

 

Gudmundsson, A. (1995): Infrastructure and mechanics of volcanic systems in 

Iceland, J. Volcanol. Geotherm. Res.; Vol. 64, 1‐22. 

 

Haymon, R. M., Fornari, D. J., Edwards, M. H., Carbotte, S., Wright, D. and K. C. Macdonald  

  (1991):  Hydrothermal vent distribution along the East Pacific Rise crest  

(9°09'‐54'N) and its relationship to magmatic and tectonic processes on fast‐ 

spreading mid‐ocean ridges. Earth and Planetary Science Letters; Vol. 104,  

513‐534. 

 

Haymon, R.M. and S.M. White (2004): Fine‐scale segmentation of volcanic/hydrothermal  

  systems along fast‐spreading ridge crests. Earth and Planetary Science Letters;  

  Vol. 226, 367–382. 

 

Heft, K. L., Gillis, K.M., Pollock, M.A., Karson, J.A. and E.M. Klein (2008): Role of upwelling 

 hydrothermal fluids in the development of alteration patterns at fast spreading 

 ridges: Evidence from the sheeted dike complex at Pito Deep, Geochem.Geophys. 

 Geosyst.; Vol. 9(5), 1‐21. 

 

Huyakorn, P.S. and G.F. Pinder (1983): Computational methods in subsurface flow.   

  NewYork,  Academic Press; 473 p. 

 

Jessop, A. M. (1990): Thermal Geophysics, Amsterdam, Elsevier. 

 

Jupp, T. and A. Schultz (2000): A thermodynamic explanation for black smoker temperatures.  

  Nature; Vol. 403, 880‐883. 

 

Kipp, K.L. Jr., Hsieh, P.A. and S.R. Charlton (2008): Guide to the revised ground‐ 

  water flow and heat transport simulator : Hydrotherm, version 3.  

  U.S. Geological Survey Techniques and Methods; 6−A25, 160 p. 

31 

 

 

Kalou, C., Brichet, E. and R. Hekinian (1985): Age dating of sulfide deposits from axial and  

  off‐axial structures on the East Pacific Rise near 12°50'N. Earth Planet. Sci.  

  Lett; Vol. 75, 59‐71. 

 

Lowell, R. P., Van Cappellen, P. and L.N. Germanovich (2007): Silica Precipitation in  

  fractures and the evolution of permeability in hydrothermal upflow zones.  

  Science; Vol. 260(5105), 192‐194. 

 

Macdonald, K.C. (1980): Hydrothermal heat flux of the "Black smoker" vent on the East  

  Pacific Rise. Earth and Planetary Science Letters; Vol. 48, 1‐7.    

 

Macdonald, K. C. (1998): Linkages between faulting, volcanism hydrothermal activity and  

  segmentation on fast spreading centers.  In W. Roger Buck et al. (Editors)  

  Faulting and Magmatism at Mid‐Ocean Ridges. American Geophysical Union.  

  Washington D.C. 27‐58.  

 

Martinez, F., Naar, D. F., Reed IV , T. B. and R. N. Hey (1991): Three dimensional Sea MARC  

  II, gravity, and magnetics study of large‐offset rift propagation at the Pito rift,  

  Easter Microplate. Mar. Geophys. Res.; Vol. 13, 255–285.  

 

Morgan, L. A., Karson, J. A., Hayman, N. W., Varga, R. J. and S. D. Hurst (2005): Internal  

  structure of basaltic lavas and sheeted dikes in 3 Ma super‐fast EPR crust  

  exposed at Pito Deep, Eos Trans. AGU, 86(52), Fall Meet. Suppl., Abstract  

  T33D‐0588. 

 

 Naar, D. F. and R. N. Hey (1991): Tectonic evolution of the Easter Microplate. J. Geophys.  

  Res; Vol. 96, 7961– 7993. 

 

Perfit, Michael R. and William W. Chadwick jr. (1998): Magmatism at Mid‐Ocean Ridges: 

  Constraints from Volcanological and Geochemical Investigations In W. Roger  

  Buck et al. (Editors) Faulting and Magmatism at Mid‐Ocean Ridges. American  

  Geophysical Union. Washington D.C. 59‐116.  

 

 Pezard, P. A. (1990): Electrical properties of mid‐ocean ridge basalt and implications for the  

structure of the upper oceanic crust in hole 504B, Journal of Geophysical  

Research; Vol. 95, 9237–9264. 

 

 Philips Morgan, J. and Y.J. Chen (1993): Dependence of ridge‐axis morphology on magma  

  supply and spreading rate. Nature; Vol. 364, 706‐708.  

 

Pollock, M. A., Klein, E. M., Karson ,J. A. and D. S. Coleman (2009): Compositions of dikes  

  and lavas from the Pito Deep Rift: Implications for crustal accretion at superfast  

  spreading centers. Journal of Geophysical Research; Vol. 114. [B03207, 

 doi:10.1029/2007JB005436] 

32 

 

 

Rona, P. A., Denlinger, R. P., Fisk, M. R., Howard, K. J., Taghon, G. L., Klitgord, K. D., McClain,  J. S.,  

  McMurray ,G. R. and J. C. Wiltshire (1990): Major off‐axis 

hydrothermal activity on the northern Gorda Ridge. Geology; Vol. 18, 493‐ 

496. 

 

Seyfried, W.E. (1987): Experimental and theoretical constraints on hydrothermal alteration  

  processes at mid‐ocean ridges. Annual Review of Earth and Planetary Sciences;  

  Vol. 15, 317–335. 

 

Sinton, J., Bergmanis, E., Rubin, K., Batiza, R., Gregg, T. K. P., Grönvold, K., Macdonald, K. C.  

  and S. M. White. (2002): Volcanic eruptions on mid‐ocean ridges: New  

  evidence from the superfast spreading East Pacific Rise, 17°–19°S. Journal of  

  Geophysical Research; Vol. 107, [B6, doi:10.1029/2000JB000090]  

Von Damm, K. L. (2000): Chemistry of hydrothermal vent fluids from 9° N‐ 10° N, East  

  Pacific Rise: “Time zero” the immediate post‐eruptive period. Journal of  

  Geophysical research; Vol 105, [B5, doi:10.1029/1999JB900414]  

White S. M., Haymon, R. M., Fornari, D. J., Perfit, M. R. and K. C. Macdonald (2002):  

  Correlation between volcanic and tectonic segmentation of fast spreading ridges:  

  Evidence from volcanic structures and lava flow morphology on the East Pacific  

  Rise at 9°–10°N Journal of Geophysical Research; Vol.107,  

  [B8, doi:10.1029/2001JB000571]  

Yan, Q. Y., Tan, H. P. and D. K. Shang (2001): Physical properties of basalt and numerical  

  simulation of the melting process in basalt particle beds.  International Journal  

  of Thermophysics; Vol. 22(3), 995‐1015. 

 

Tidigare utgivna publikationer i serien ISSN 1650-6553 Nr 1 Geomorphological mapping and hazard assessment of alpine areas in Vorarlberg, Austria, Marcus Gustavsson Nr 2 Verification of the Turbulence Index used at SMHI, Stefan Bergman Nr 3 Forecasting the next day’s maximum and minimum temperature in Vancouver, Canada by using artificial neural network models, Magnus Nilsson

Nr 4 The tectonic history of the Skyttorp-Vattholma fault zone, south-central Sweden, Anna Victoria Engström Nr 5 Investigation on Surface energy fluxes and their relationship to synoptic weather patterns on Storglaciären, northern Sweden, Yvonne Kramer Nr 232 Analys av vinddata från lidar. Lisette Edvinsson, Mars 2012

Nr 233 Time Series Analysis of Ground Frost Conditions at Abisko, Sub- Arctic Sweden, 1985-2010, Anja Schmidt, May 2012

Nr 234 Temporal Dynamics of Total Organic Carbonexport Rates in Swedish Streams, Nino S Amvrosiadi, May 2012

Nr 235 Processing of Full Waveform Sonic Data for Shear Wave Velocity at the Ketzin CO2 Storage Site, Khalid Abbas, May 2012

Nr 236 Transport of Multi-Walled Carbon Nanotubes in Saturated Porous Media Dixiao Bao, June 2012

Nr 237 Structural Model of the Lambarfjärden Area from Surface and Subsurface Data in Connection with the E4 Stockholm Bypass Anna Vass, June 2012

Nr 238 Mechanisms Controlling Valley Asymmetry Development at Abisko, Northern Sweden and Sani Pass, Southern Africa, Carl-Johan Borg, August 2012

Nr 239 Effect of Orientation on Propagation of Pre-existing fractures, Hajab Zahra, August 2012

Nr 240 Mobility of multi-walled carbon nanotubes in unsaturated porous media, Abenezer Mekonen, August 2012

Nr 241 Re-processing of Shallow and Deep Crustal Reflection Seismic Data along BABEL Line7, Central Sweden, Hanieh Shahrokhi, August 2012

Nr 242 Usability of Standard Monitored Rainfall-Runoff Data in Panama, Juan Diaz River Basin, José Eduardo Reynolds Puga, August 2012