Текст книги "Месторождения и история"

Развитие геотермальной энергетики способствовало координации усилий по изучению связанных с нею фундаментальных проблем и выработке нового, энергетического подхода к целому ряду фундаментальных проблем геологических наук.

Начало всему этому положила состоявшаяся в 1961 году в Риме под эгидой ЮНЕСКО Международная конференция по новым источникам энергии (геотермия, энергия солнца, ветровая, биологические отходы и т. д.). Эта конференция положила начало мировой координации геотермальных исследований. От Советского Союза на нее было послано два доклада Б. И. Пийпа, В. В. Аверьева и В. В. Иванова. Они впервые познакомились с мировым опытом строительства геотермальных электростанций проблематикой фундаментальных научных исследований, связанных с геотермией.

Камчатские исслователи получили большое количество оттисков научных публикаций по этой тематике. По воспоминаниям В. И. Белоусова, именно тогда В. Аверьев получил возможность использовать статью Бодвардссона, а сам В. Белоусов использовал объяснения роли верхнего водоупорного горизонта, как теплоизолятора, из статьи Факка и Тонани, статьи Макнитта о геотермальной системе Гейзерс в Калифорнии и о месторождениях Оникобе и Матсукава в Японии, не говоря о бурении на лавовом озере Килауэа-Ики. Ко времени проведения Конференции в Риме по новым источникам энергии только в 3-х странах были построены и входили в разряд действующих три ГеоТЭС: две, работавшие на паровых геотермальных системах (Лардерелло в Италии и Гейзерс в Калифорнии в США), и одна (Вайракей, в Новой Зеландии), работающая на высокотемпературной гидротермальной системе. В последней из скважин получали пароводяную смесь, подававшуюся на сепараторы, где происходило разделение на пар и воду. На Вайракейской системе пар по трубопроводам поступал на турбины, после прохождения которых, он конденсировался холодной водой, и жидкие гидротермы после сепаратора по каналу сбрасывались в ручей Вайракей и далее в реку Вайкато.

Возможность существования глубинных геотермальных ресурсов (глубже 2 000 м дневной поверхности) изучалась, в первый раз, при реализации национального проекта «Изучение большой глубинной геотермальной системы с целью охраны окружающей среды» (1978–1985) в районе Хохи на острове Кюсю в Японии. Также этим проектом преследовалась цель подтверждения наличия высокотемпературного пара глубже 2.500 м (MITI, 1987). Проект изначально мыслился, как международный, и целью его было получение данных о физических условиях в корневых частях геотермальных систем и проблемах рудообразования. Было показано, что глубинные ресурсы встречаются в вертикальных зонах разрывных нарушений, где глубина верхней поверхности до третичного фундамента резко изменяется. Вслед за этим, при реализации другого национального проекта «Исследование, подтверждающее эффективность методов разведки глубинных геотермальных ресурсов» в районах Сенган и Курикома с 1980 по 1988 гг, было показано, что глубинные геотермальные ресурсы находятся не только в вертикальных зонах разрывных нарушений, но также в гранитах неогена и по их периферии, внедрившихся в дотретичный фундамент. Резервуар глубинных гидротерм, открытый на поле Сумикава в геотермальном районе Сенган, доказал, что ресурсы имеют более высокую температуру и большие запасы, чем неглубокие резервуары.

Последующие результаты этого проекта и данные нового национального проекта «Изучение глубинных геотермальных ресурсов» были получены на геотермальном поле Какконда в 1992–2000 гг. Целью проекта было пробурить скважину глубиной 4 км и выяснить условия существования источников тепла, чтобы понять геотермальные условия, включая субповерхностную систему, и оценить возможность использования глубинных гидротерм. Начальная концептуальная модель исследований показана на рис. 1.10.1 (Kato et al., 1993). ГеоТЭС Какконда № 1 начала работать с 1978 года и имела мощность 50 Mwt, станция № 2 мощностью 30 Mwt начала работать с 1996 года. Проект изначально мыслился, как международный, и целью его было получение данных о физических условиях в корневых частях геотермальных систем и проблемах рудообразования. В ходе его было пробурено 70 скважин глубиной от 1000 до 2000 метров. Неглубокая зона оказалась хорошо проницаема и температуры флюида составляла 239–260 °C. Недавно было пробурено 5 скважин глубиной 2463–3000 метров. Граница между обоими зонами характеризовалась быстрым возрастанием температуры на глубине примерно 1500 метров. В то врмея как более глубокая зона была менее проинцаема и температуры превышали 300–350 °C. В 1994 году было начато бурение исследовательской скважины с проектной глубиной 4000 метров, чтобы исследовать геотермальные ресурсы глубинных горизонтов. Бурение было прекращено на глубине 3729 метров в связи с проблемами безопасности (высокими содержаниями газов CO₂ и H₂S и трудностями контролирования бурения. Температуры вблизи забоя достигли 500–510 °C года (Kasai et al., 2000).

Идея прямой связи гидротерм (и газов) с вулканическими проявлениями была настолько всеобщей (см. введение к настоящей главе), что когда в районе проявления гидротерм одновозрастных им вулканических центров не обнаруживалось, то это вызывало недоумение и требовало дополнительных разъяснений. Так произошло, в частности, с одним из наиболее изученных гидротермальных районов мира Лардерелло-Травале в Италии (Gianelli G., Manzella A., Puxeddu M., et al. 1997), где бурение не обнаружило магматических тел. Позже аналогичная ситуация обнаружилась в Тибете (Dor Ji, Zhao Ping, 2000). Между тем общее сравнение пространственного положения районов распространения гидротерм с районами современного вулканизма показывает, что какое-либо соответствие между ними отсутствует. Как известно, на востоке США (в Джорджии, Вирджинии) нет никаких указаний на наличие молодого вулканизма, между тем как здесь располагаются многочисленные горячие источники (Lund et al., 2005). Аналогичная ситуация наблюдается в Китае (Wang et al., 1995).

Тут надо отметить, что кажущаяся ассоциация гидротерм с кислым вулканизмом отражает связь гидротермальной деятельности с процессами тектонического поднятия (орогениями) и, добавим, процессами формирования гранитного слоя коры и корней гор.

Детальное обсуждение природы и источников поступления отдельных компонентов гидротермальных растворов проведена в работах (Giggenbach, 1997, Pirjino, 2008), так что повторять его здесь нет смысла. Опубликованные почти полтора десятка лет назад, эти статьи доступны российским читателям. Более того, языковой барьер был снят тем, что они переведены на русский (работа Пирджино частично) и помещены в интернете (Белоусов). Но основополагающее их значение так велико, что представляется полезным прямо поместить большие цитаты из них, чтобы дать читателю представление об использованном материале и методике его анализа.

Было показано, что, судя по изотопному составу, гелий и водород в гидротермах имеют мантийное (вернее сказать – глубинное происхождение), в то время как азот связан с окислением субдуцириемых осадочных толщ. За отсутствием соответствующих данных относительная роль этих двух групп летучих при этом не обсуждалась. Всякие попытки считать, что подавляющая часть летучих компонентов гидротерм генерировалась за счет второго из этих двух процессов, вряд ли можно считать оправданной, особенно для стабильных блоков, где субдукция отсутствовала, а вулканогенные комплексы наложены на разнородный фундамент.

Само по себе признание глубинного источника существенной части летучих компонентов гидротерм ставит вопрос о возможности циркуляции летучих при больших давлениях в мантии. Положительный ответ на этот вопрос дают данные о наличии гидротерм в Кольской сверхглубокой скважине на глубине более 10 км (Белоусов и другие, 2001).

Всякий раз, когда обсуждается вопрос о связи гидротермальной деятельности с вулканизмом, всегда имеют в виду кислый вулканизм. В. В. Аверьев (1966) в своей обобщающей работе писал, что 70 % всех поверхностных гидротерм прямо ассоциируются с проявлениями кислого вулканизма и лишь в Исландии гидротермы связаны с базальтовым вулканизмом. Реально обилие гидротермальных проявлений в Исландии отражает не связь с базальтовым вулканизмом, а то, что Исландия располагается в осевой части Срединно-атлантического хребта, то есть опять-таки связана со структурой орогенического поднятия.

Очень важно рассмотреть возможные типы структур, с которыми связывается транспортировка гидротерм. Можно различить два типа таких структур:

Структуры, по которым осуществляется первичное поступление гидротерм из областей их генерации. Со структурами этого типа ассоциируются всевозможные промежуточные вулканические очаги и корневые части экструзивных вулканических куполов и тектонические нарушения достаточной глубины заложения. Примером роли таких разломов является локализация гидротермальных проявлений в пределах Узон-Гейзерной вулкано-тектонической депрессии на Восточной Камчатке, располагающихся вдоль глубинного широтного разлома типа сбросо-сдвига (Эрлих, 2009).

Структуры, в которых происходит перераспределение летучих компонентов. Расположенный в верховьях реки крупный экструзивный купол Горячая сопка мог служить первичным каналом, по которому поступали мантийные флюиды. Это объясняет повышенную температуру и геохимические особенности терм Горячей сопки. После этого флюид начинает транспортироваться по толще, заполняющей Паратунский грабен. Циркуляция осложняется наличием в фундаменте грабена мало проницаемых гранитоидов, играющих роль своего рода плотины. Вот эти-то контаминированные относительно низкотемпературные термы и выходят на Паратунке.

Идеальную комбинацию обоих типов структур представляют кальдеры и вулкано-тектонические депрессии.

Гидротермальные системы образуются при взаимодействии воды и разломов, а также других переменных факторов, таких как тип вмещающих пород, температура, геохимия и т. д. Гидротермы влияют на эволюцию разломов, а разломы и трещины распределяют гидротермы в окружающие породы. Хрупкое дробление компетентных вмещающих пород в верхней части коры формирует проницаемость, которая участвует в гидротермальном образовании минералов магматических зон. Так, например, очень большие объёмы гидротермальных растворов необходимы для того, чтобы транспортировать промышленные количества золота. При растворимости 1×10 – 8 необходимо 106 – 7 литров гидротерм (что эквивалентно олимпийскому плавательному бассейну), чтобы переместить около 3-х унций золота (Corbett, Leach, 1998). Достаточно подробно результаты исследований проницаемости, связанные с миграцией рудных гидротерм, представлены в работе Дж. Лоулисса. Далее в тезисной форме излагается обзор о контроле проницаемости в гидротермальных системах этого исследователя.

Согласно данным Дж. Лоулисса, различаются два типа проницаемости: первичная и вторичная. Первичная проницаемость представлена: первичными порами, трещинами остывания изверженных пород, литологическими контактами, строением эруптивных каналов. Вторичная проницаемость обусловлена внедрением магматических интрузий, тепловым расширением пород, их растворением, тектоническими процессами, гидротермальным брекчированием. Вторичная проницаемость обычно важнее первичной проницаемости. Обычно миграция воды происходит в главных структурах вторичного происхождения. Эти структуры, сформированные в результате вторичных процессов, мощнее и протяженнее структур, образованных первичными процессами.

Способность структуры к проводимости жидкости изменяется, примерно, в четвертой степени по отношению к ширине структуры (в зависимости от формы). Таким образом, для проводимости воды важнее несколько больших разломов, чем множество мелких трещин.

Вторичные процессы, формирующие проницаемость, наиболее вероятно, могут приводить к образованию проницаемых проводящих каналов с большими углами падения. Это обусловлено полем напряжений в типичном вулканическом поясе.

Ответная реакция на тектоническое напряжение проявляется в виде серии сопряженных сдвигов с большими углами падения, или проявляется в виде эшелонированных структур рубцов растяжения (короткая трещина растяжения, вдоль которой стенки раздвинуты). Такие трещины могут быть открытыми или заполненными и обычно имеют эшелонированное расположение. Они могут быть диагональными в зонах разломов или протягиваться перпендикулярно кливажу в зонах будинажа, а не вне плоского единого разлома. Это относится к широкому интервалу масштабов. Идея о характере процессов растяжения или изгибов разломов растяжения, и их последствиях успешно применена к процессу локализации эпитермальных месторождений. Образованное пространство в открытом разломе обусловливает фокусирование среды с пониженным давлением в потоке гидротерм, в связи с чем происходит ускорение его движения и интенсификация процесса отложения руд (рис. 1.10.11).

Рис. 1.10.11 Нарушение спокойного течения гидротерм в изгибах разлома растяжения. Лоулисс Дж.

Исследование этой структурной ситуации также объясняет, почему некоторые жильные месторождения «прерываются» разломами, а не образуются расширения жил (рис. 1.10.12).

Рис. 1.10.12. Интерпретация структуры разрывов, вскрытой шахтой Марта, месторождение Вайхи, Новая Зеландия. Структура представлена изгибом разлома растяжения с горизонтальным смещением. Лоулисс.

Важно отличать образование разломов, происходящее одновременно с рудоотложением, от процесса образования разломов, образованных после отложения руд. На больших глубинах размещение магмы, формирующее порфировые месторождения, может происходить в структурах «расплющивания».

Изменение проницаемости на глубине. Вертикальные зоны, в которых может образоваться промышленная эпитермальная минерализация, контролируются в значительной мере химическим составом гидротерм и кривой кипения воды, в то время как порфировые месторождения, которые располагаются вблизи породивших их интрузий, зависят от температурного режима гидротерм. Но имеются некоторые общие механизмы, которые также имеют значение в образовании этих месторождений. Предполагается, что эти механизмы обусловлены изменением поведения гидротерм в зонах проницаемости, протягивающихся на большие глубины, для чего необходимо проанализировать гидродинамику типичной гидротермальной системы снизу вверх от её корневых уровней (рис. 1.10.13).

Рис. 1.10.13 Вертикальное распределение структуры проницаемых зон в гидротермальных системах. Лоулисс.

Большая часть информации получена по результатам бурения геотермальных скважин на активных гидротермальных системах. По мере прогресса технологии бурения, геотермальные скважины проникали в более высокотемпературные среды. Таким образом, энергетическая производительность скважин возрастала. Однако этот процесс привёл, с некоторых пор, к обратному результату. Опытное геотермальное бурение в современных гидротермальных системах в регионах развития андезитового вулканизма глубже 2500 м показало, что проницаемость здесь не такая хорошая, как на меньших глубинах. Это привело к разочарованию в использовании геотермальной энергии.

Наблюдения показали, что геотермальные скважины часто вскрывали лучшие зоны проницаемости в интервале температур 260–300 °C, чем на более высокотемпературных глубинах. Оказалось, что ответ на эту загадку находится в природе деформации пород при этих температурах. При температуре выше 320 °C обычные вмещающие породы будут деформироваться значительно быстрее, чем происходит образование разломов, или «залечивание» разломов в более короткое время по сравнению со скоростью накопления напряжений вследствие подвижки тектонических плит. В связи с этим наибольшая проницаемость существует непродолжительное время.

Такой же процесс хорошо известен структурным геологам, работающим на метаморфических толщах. Они отмечают так называемый «кварцево-полевошпатовый хрупко-пластичный переход» и температурную границу, расположенную примерно на той же глубине (на уровне 320–340 °C). Однако в метаморфических зонах, для которых характерен значительно меньший геотермический градиент, чем в гидротермальных системах, этот переход находится на больших глубинах, где давление также значительно больше. В гидротермальных системах переходная зона располагается существенно ближе к дневной поверхности. Здесь отмечается предельная глубина слабых землетрясений. Хорошо известно, что количество микроземлетрясений уменьшается глубже зоны перехода (10–15 км в условиях континентальной коры). Современные гидротермальные системы часто полностью несейсмичны по сравнению с окружающими регионами.

Другой фактор, приводящий к уменьшению проницаемости на глубине, – это процесс образования зон отложения кремнезёма. Магматические летучие поздних стадий магматизма и гидротермы обычно близки к состоянию насыщения кремнезёмом потому, что они находятся в равновесии с породами, содержащими кремний. Однако растворимость кремнезёма зависит как от температуры, так и от состояния гидротерм. Летучие компоненты, находящиеся в надкритическом состоянии, могут содержать значительно больше кремнезёма в растворённом состоянии, чем вода при критических температурах (рис. 1.10.14). Таким образом, летучие (флюид), остывая от почти магматических надкритических температур до почти критических, становятся пересыщенными по отношению к кремнезёму, и из них отлагается кварц. Нельзя назвать точную температуру этого процесса, поскольку критическая температура водного раствора зависит от его минерализации. Но в некоторых условиях вблизи остывающего плутона будет располагаться зона, в которой отлагается кремнезём, тем самым снижая проницаемость. Этому, вероятно, способствует процесс отделения магматических летучих около плутона и выше расположенных конвекционных гидротерм, которые, в основном, имеют метеорное происхождение.

Рис. 1.10.14. Расчётная растворимость кварца в воде до 900 °C при определенных давлениях (Fournier, 1985).

Следовательно, высокая проницаемость в порфировых структурах и в недрах эпитермальных структур существует непродолжительный срок.

Проницаемость может возникать при образовании разломов, связанных с гидравлическим дроблением, производимым внедрившимися интрузиями, или/и в результате теплового расширения нагретых пород (образование контракционных трещин), которое может существовать продолжительное время. Эти эффекты усиливаются свойствами воды при высоких температурах.

При высоких температурах вода обладает очень низкой вязкостью. Известно, что в этом отношении она больше напоминает газ, чем жидкость и, следовательно, высокотемпературная вода может легко проникать даже в тончайшие трещины. Она также имеет очень низкую плотность. Таким образом, большой объём высокотемпературных гидротерм, просачивающийся через породу, может прореагировать с этой породой и образовать минералы. Это не относится к очень насыщенным солёным рассолам, образовавшимся около интрузий в результате разделения фаз при декомпрессии (снижение давления). Они очень тяжелые и могут, фактически, не подвергаться конвекции. В результате этого около интрузии и в ней образуется порфировая минерализация. Часто продвижение температурного поля гидротермальной системы вверх к дневной поверхности, когда изотермы от 300 до 240 °C располагаются на глубине 1–3 км, обусловлено высокой проницаемостью высокотемпературных гидротерм. Породы достаточно прочные, чтобы могли образоваться трещины, могут охлаждаться настолько, что это приводит к быстрому выпадению минералов и последующему полному и быстрому закупориванию системы. В этом интервале глубин отсутствует резкий перепад растворимости большинства обычных гидротермальных минералов. Здесь проходит граница, обусловленная свойствами гидротермальных растворов, и она располагается ниже уровня, на котором находится большая часть эпитермальной рудной минерализации.

Несмотря на то, что гидравлическое дробление является обычным в процессе развития гидротермальных систем и, как правило, гидротермы поднимаются по трещинам под большими давлениями, имеются некоторые существенные исключения. В редких случаях проникновение гидротерм в вышерасположенные горизонты обусловливалось резким опусканием этих участков гидротермальных систем на большие глубины.

Рис. 1.10.15. Кривая кипения гидротерм относительно глубины их расположения. (Fournier, 1985).

Механизм образования разломов. Расщепленные и штокверковые трещины/жилы, которые образовались в результате внедрения интрузии и её охлаждения, являются важными механизмами движения гидротерм от интрузий, расположенных глубже, в более холодные и на вышерасположенные уровни в земной коре. Предполагается, что интрузии быстро внедряются под влиянием структурных растяжений и при выделении летучих в апофизы. Вертикально вытянутые интрузии могут наиболее легко внедряться вверх во время релаксации регионального режима напряжений. Вертикальные напряжения становятся доминантными. Конусовидные трещины расщепления окружают кольцом вершину интрузии и распространяются вверх в виде концентрического или отклоненного прямолинейного сегмента и характеризуются изменениями наклона от умеренного вблизи интрузии, до более крутого как на более высоких уровнях, так и на удалении от интрузии.

Рис. 1.10.16. Структуры/жилы и порфировые интрузии (Corbett, Leach, 1998).

Магматогенные структуры проницаемости. Исландия является большой субаэральной частью срединно-океанического хребта, связанного с современной спрединговой зоной. Уникальной особенностью этого района является возможность непосредственного изучения всех процессов, связанных со становлением и развитием современных долгоживущих вулканических центров и современных с ними гидротермальных систем. Сопоставление данных, получаемых при исследовании таких структур с их третичными и плейстоценовыми аналогами, позволяет формировать и детально моделировать инфраструктуру и механизм гидротермально-магматических конвективных систем на океаническом этапе их становления и деятельности. К таким структурам относятся рои трещин и даек, вулканы центрального типа, силлы (Gudmundsson, 1995)

Рои трещин и даек. Голоценовые рои трещин в Исландии обычно имеют ширину 5 – 10 км и длину 40–80 км, некоторые из них достигают ширины 20 км и длины 100 км и содержат сотни тектонических разрывов. Общее растяжение поперёк роя достигало максимум 9 м и вертикального смещения порядка 1–3 м. Максимальное растяжение относится, в основном, к дайкам, проводящим магму, размещённым вблизи края кальдер.

В каждом рое трещин большинство коротких нарушений представлено трещинами растяжения, тогда как длинные нарушения являются нормальными разломами. Большинство региональных даек в Исландии субвертикальные. Многие дайки секут лавы почти под прямыми углами. Нет данных, что избыточное давление в магме внедрившейся дайки влияет на образование разломов.

Вулканы центрального типа. Многие вулканические системы Исландии представляют собой вулканы центрального типа (сложные вулканы), возможно большинство, из которых питаются из неглубоких коровых магматических очагов. Каждый очаг действует как ловушка для восходящих даек (из более глубокого резервуара) и каналов магмы, движущейся к поверхности на ограниченном участке, который, по существу, становится вулканом центрального типа (рис. 1.10.17).

Рис. 1.10.17. Схематическая иллюстрация предполагаемых магматических резервуаров под вулканическими системами рифтовой зоны в Исландии. рд – рои даек, с – силлы, К – коровый магматический очаг, мр – магматический резервуар, цв – вулкан центрального типа, ти – трещинное извержение, РТ – рой трещин (Thordarson, Larsen, 2007).

Фокусирование магмы на участке ограниченного размера предполагает приток расплава в очаги и резервуары, образованные в результате плавления вмещающих пород. Этот процесс является основной причиной формирования специфических вулканов центрального типа в вулканических системах. Плавление вмещающих пород является одним из главных процессов, в результате которых коровые очаги создают пространство для самих себя, и, следовательно, играют важную роль в эволюции и росте очагов и резервуаров. Большие плутоны встречаются в корнях большинства глубоко эродированных потухших третичных и плейстоценовых вулканов центрального типа. Объёмы их составляют 10 км³. Многие крупные интрузии связаны с роями силлов. Все эти большие плутоны находятся в юго-восточной Исландии.

Рои силлов. В корнях большинства глубоко эродированных плейстоценовых и третичных вулканов центрального типа наблюдаются плоские рои наклонных силлов. Все наблюдённые рои силлов в Исландии, распространение которых ограничено вулканами центрального типа, обычно имеют вид круга или слабо вытянутого эллипса, радиус которых составляет несколько километров. Простирание и падение силлов колеблется в широких пределах и резко изменяется, как по простиранию, так и по падению. Обычны ответвления отдельных силлов и их пересечения.

Гудмундссон (Gudmundsson, 1995) предполагал, что каждая вулканическая система в рифтовой зоне снабжается магмой из куполообразного магматического резервуара, асположенного на границе между корой и верхней мантией (рис. 1.11.18).

Магматические резервуары, частично расплавлены, за исключением самых верхних частей, которые, по-видимому, расплавлены полностью. Резервуары представляют собой полуэллипсы. Они отделяются друг от друга участками утолщённой земной коры. Таким образом, магма в каждом резервуаре может развиваться независимо от магм в соседних резервуарах. Инфраструктура вулканической системы в центре фиксируется дайками (Д), наклонными силлами (С) и коровыми магматическими очагами (М), которые питают вулканы центрального типа.

Геофизические исследования показывают, что верхняя мантия под Исландией частично расплавлена до глубины, по меньшей мере, нескольких сотен километров. Под осевой рифтовой зоной эта частично расплавленная мантия распределяется на глубину 8 – 12 км, но эта глубина постепенно возрастает до 20–30 км на окраине этой зоны. Расплав в мантии мигрирует вверх в результате всплывания, но временно останавливается у подошвы полупроницаемой коры. В стороне от рифтовой зоны магма обычно не способна к проникновению в кору. Согласно модели, примитивный расплав накапливается, изменяет свой состав в результате плавления земной коры и фракционной кристаллизации, и постепенно становится базальтовой магмой (оливиновым толеитом или толеитом) или частично более зрелой магмой. Неглубоко залегающие магматические очаги на раннем этапе вулканической системы отсутствуют. Дайки внедряются непосредственно из мантийного резервуара.

Во время рифтообразующих событий в Исландии, опускавшиеся коровые блоки, были обычно значительно длиннее их мощности. Так, например, длина вулканической системы измеряется обычно 40 – 100 км, тогда как мощность коры равна 8 – 12 км. Обычно обрушение может начаться в одном или нескольких местах, где в кровле резервуара наблюдается концентрация сильных растягивающих напряжений. Из этих мест в блоке коры над резервуаром обрушения распространяются горизонтально и вертикально, в результате чего происходит открытие путей для движения вертикального потока магмы в блок земной коры. Горизонтальное обрушение часто сопровождается роями землетрясений, которые происходили в 1975 – 84 гг. в вулканической системе Крафла. (рис. 1.10.18) (Gudmundsson, 1995). Внедрение даек в блок кровли резервуара увеличивает концентрацию напряжений растяжения в соседних блоках. В результате обрушения инъекция дайки может постепенно распространяться вдоль всего блока земной коры, расположенного над резервуаром.

Рис. 1.10.18. Предлагаемая модель размещения региональных даек в Исландии. (Gudmundsson, 1995)

Эта схематическая иллюстрация применима к частному событию образования рифта и предполагается, что дайка является саморазвивающейся структурой. Форма дайки в этом вертикальном разрезе в виде функции времени указывается числами 1.2, 3, 5 и 6. 4 – относится к инъекции наклонного силла из магматического очага (мр), который спровоцирован дайкой, встретившейся с очагом во время стадии 3. Главное направление потока магмы показывается чёрными стрелками; магматический поток первоначально вертикальный, тогда как дайка в коре распространяется по существу латерально на любом уровне. Дайка и силл подпитывают лавовые потоки на поверхности. Здесь показана только часть вулканической системы. В последующих событиях (повторный поток магмы) коровый блок слева от дайки (и очага) может также обрушиться, приводя к вертикальному движению магмы (дайковая инъекция) в эту часть коры. Региональная дайка часто прерывается в латеральном разрезе и может также распространяться в коре, не встречаясь с коровым очагом.

Латеральное распространение обрушения и дайковых структур способствует вертикальному течению магмы в зону обрушения, магматический фронт должен быть в близи фронта обрушения в любой момент. Это может быть объяснено тесной взаимосвязью движения магмы и сейсмичности во время рифтообразующих событий в Исландии.

Г. Макдональд (1975) показал, что дайки и силлы обычны в вулканических конусах. Они также обычны в других структурах, как в складчатых породах орогенных регионов, так и в относительно плоско лежащих породах неорогенных регионов. Обычно один эруптивный трубчатый канал обеспечивает многие извержения. Большая часть рещинных каналов действуют только однажды. Иногда трещины могут открываться вновь. Дайки имеют тенденцию пересекать слои примерно под прямыми углами. Они, обычно, состоят из многих коротких почти прямых сегментов, разделённых резкими изгибами. Регионы с большим количеством даек на щитовых вулканах гавайского типа известны, как дайковые комплексы.

Точный механизм открытия дайковых трещин, как правило, неясен. Для большей части имеется мало данных, что трещины были расклинены в результате давления внедряющейся магмы. Многие дайки пересекают слои грубой тефры и раздробленные части лавы текли без заметных смещений расположенных рядом обломков. Имеется мало свидетельств энергичного механического воздействия магмы на вмещающую породу. Как правило, представляется, что породы рассекались трещинами под восходящим напором магмы, но она поднималась в них более или менее пассивно.