ВУЛКАНИТЫ

 

ОСНОВНЫЕ ТИПЫ ВУЛКАНИТОВ

Брекчиевые лавы. Глыбовые лавы. Кластолавовые породы. Лавокластиты. Гиалокластиты

 

 

Содержание:

  1. Эффузивные породы
  2. Что такое лава
  3. Брекчиевые лавы
  4. Глыбовые лавы
  5. Вулканокластическне породы
  6. Эффузивно-обломочные породы
  7. Кластолава
  8. Рыхлые лавокластовые породы
  9. Гиалокластиты

Из трех групп вулканитов — эффузивных, вулканокластических и вулканогенно-осадочных — наиболее хорошо изучены эффузивные породы. Им посвящено множество фундаментальных работ как за рубежом, так и у нас. Поэтому в дайной работе им будет уделено меньше внимания, чем остальным группам пород, менее изученным.

 

Эффузивные породы

 

Несколько условно эффузивные породы разделены нами на две подгруппы: лавы и брекчиевые лавы, или лавобрекчии.

 

Лавы

 

При описании текстурных и структурных особенностей лав отмечено, что по пористости выделено три типа лавовых потоков:

1)     плотные или слабопористые лавы,

2)     сильнопористые, или пенистые, типа артикской туфолавы (кластолавы), и

3)     пористые пирокласто-лавовые типа игниспумитов и поточных лав, в которых в процессе формирования потоков происходит расплавление и уплотнение обломочного материала, и

4)     расчлененные лавы (лавокластитовые, подушечные).

 

 

В отмеченном выше первом типе лав поверхность потоков отличается от их центральных частей. Центральная часть обычно монолитная, а поверхность и нижняя часть имеют сложное и разнообразное строение. Она может быть глыбовой или волнистой. Глыбовая поверхность имеет несколько разновидностей: крупноглыбовая (санторинского типа), мелкоглыбовая (лава аа), плотноглыбовая. Волнистая поверхность также принимает различные формы: канатная, кишечная, пахое-хое и др. Кроме того, жидкие лавы в водной среде (и редко в наземных условиях) расщепляются на фрагменты округлой формы, образуя так называемые подушечные лавы.

 

Лава это расплав горных пород

 

Лава это раскаленный жидкий или очень вязкий расплав горных пород

 

Описания типов лав даны в учебниках по петрографии, причем последнее время кислые лавы приобрели особое внимание и более детально изучаются благодаря широкому применению гидратированных кислых стекол — перлитов в промышленности для получения вспученного материала. Обсидианы нашли применение в стекольной промышленности.

 

Брекчиевые лавы

 

Брекчиевые лавы, или лавобрекчии, состоят из обломков п глыб лавы, сцементированной лавой того же извержения (порции), или из обломочного материала лавовых потоков и экструзий, подобно агглюти- патам, в результате соприкосновения перегретых обломков. Несмотря на то что они по текстуре напоминают вулканокластическую породу, они имеют лавовую природу и относятся к лавам. Они образуются в верхних и нижних частях лавовых потоков. Иногда слагают лавовый поток по всей мощности. В экструзиях они залегают по периферии внедряющихся тел, формируя «рубашку», слагают апикальные части куполов, или образуют зоны между бл'окамн куполов в результате дробления вязкой лавы. В некках, сложенных лавой, опиразвпты в приповерхностной части.

 

Ф. Ю. Левинсон-Лесспнг [69] относит их к первичным пли вулканическим брекчиям расщепления, а А. Лакруа [152] —к брекчиям излияния. В совстcKoii литературе их называют брекчпевыми лавами, реже лавиорекчиями, чтобы не путать с тектоническими или осадочными брекчиями.

 

От кластолав брекчиевые лавы отличаются, как правило, отсутствием цемента, а при наличии последнего тем, что обломки и цемент в них имеют одинаковую текстуру, химический состав и цвет. По крупности материала выделяется глыбовая брекчиевая лава с глыбами более 200 мм в поперечнике и брекчиевая лава с глыбамп менее 200 мм.

Брекчиевые лавы можно наблюдать на поверхности лавовых потоков датированных побочных кратеров Ключевского вулкана, извержения: 1932 1938, 1945, 1946, 1951, 1953, 1956, 1966, 1974 г., Алапда 1934, 1972 гг. и др.; лавовые потоки изливающие из вершинного кратера Карымского вулкана извержения 1958—1963, 1975—1977, 1979 гг., Авачи 1926, 1938 гг., БТТИ* 1975—1976 гг. и многие другие.

 

Глыбовые лавы вместе с лавокластитами слагают примерно */4 или '/з часть лавового потока по мощности верхней части и примерно половина этой мощности — нижней. Для датированных 13 лавовых потоков побочных кратеров Ключевского вулкана, излившихся с 1932 по 1966 гг., вулканокластп- ческий индекс колеблется от 33 до 56 при среднем индексе 43' [89].

 

Глыбовые лавовые потоки Большого трещинного Толбачикского извержения имели различную крупность глыбового материала на поверхности (от 0,1 до 2 м и более), причем по мере уменьшения вязкости лавы крупность глыб снижалась. Лавы первого конуса при вязкости 105, 10е пауз имели поперечники 1—2 м, а Южного прорыва при вязкости 104, 105 пауз 0,5—1 м и редко более ( 24, а). Лавовый поток Авачи в 1938 г., расположенный в юго-западной части кратера, по всей мощности более чем на 8 м сложен глыбовой лавой ( 24,6). Аналогичные брекчиевые лавы базанита изливались v подножия вулкана Пико-де-Тейде (о. Тенериф,,  24, б).

 

Экструзии в приповерхностной части иногда полностью сложены глыбовой лавой. Одна из таких экструзий щелочного базальта наблюдалась мной на о. Тенериф ( 24, г). В апикальных частях куполов вулканов Шивелуч, Безымянного, Авачи, вулканов Курильских островов и областей молодого вулканизма можно наблюдать, как монолитная лава, приближаясь к поверхности, переходила в кластолаву.

 

В полуразрушенных экструзиях особенно хорошо можно наблюдать, как между блоками монолитной лавы в результате неравномерного выжимания формировались вертикальные зоны брекчиевой лавы.

 

Дальнейшее разделение брекчиевых лав производится по вещественному составу на базальтовые, андезитовые, дацитовые и др.

 

Вулканокластическне породы

 

Вулканокластическне породы составляют весьма разнообразные и сложные группы. На них наложены различные эндогенные и экзогенные процессы, что привело к большому разнообразию текстур, структур, состава, агрегатного состояния, типов литификации, характера и состава примесей.

 

Вулканокластическне горные породы разделяются па три группы: эффу- зивно-обломочные, эксплозивно-обломочные, или пирокластические, и оса- дочно-вулканокластические. В группу эффузивно-обломочных пород входят: кластолавовые, лавокластитозые и гиалокластитовые, а в группу эксплозивно- обломочных пород две подгруппы — пирокластические без примеси постороннего материала и с примесью чуждого материала (обломков пород фундамента вулкана). В первую подгруппу входят пирокластические породы рыхлые (тефра), сцементированные гидрохимически (туфы), сваренные (игнимбриты) и спекшиеся (агглютинаты); во вторую подгруппу пород —с примесью чуждого материала — ксенотуфы, ксеноигнимбриты и рыхлая пирокластика также с примесью чуждого материала (см.  1).

 

Кластолавовые породы представляют собой промежуточную подгруппу между вулканокластическими и эффузивными породами, но имеют лавовую природу. Они рассматриваются среди вулканокластических пород потому, что при описании их как лав входящий в них обломочный материал отошел бы на второй план. При рассмотрении их в группе вулканокластических пород особое внимание должно быть обращено на обломочный материал, так как это позволяет оттенить их петрографические особенности, зависящие от условий образования.

 

Лавокластитовые горные породы, или лавокластнты, образуются за счет дробления лав в процессе извержения. Они формируются в наземных, подводных и подледных условиях за счет дробления лавовых потоков и экструзий.

 

Гиалокластитовые горные породы образуются за счет подводного и подледного дробления лавы во время ее извержения. В результате быстрого охлаждения происходят растрескивание лавы и закалка с изменением состава стекла. Фрагменты, представленные вулканическим стеклом, обычно с незначительным количеством интрателлуричеекпх вкрапленников и без микролитов. Специфика генезиса гиалокластитов требует выделения их в самостоятельную группу.

 

Пирокластическне породы образуются за счет ювенилыюго эксплозивного материала без существенной примеси осадочного или с примесью ЧУЖДОГО материала. Причем примесь эруптивных обломков фундамента вулкана (чуждых обломков) может достигать 50%, а при преобладании чуждого материала породы относятся к эруптивным брекчиям.

Осадочно-вулкапокластические горные породы состоят из ппрокластп- ческого материала (к которому может присоединиться вулканокластическин материал) и примеси осадочного материала до 50%. При преобладании осадочного материала порода будет относиться к осадочным и входить в группу вулкаиогенпо-осадочных пород. Примесь осадочного материала и сочетание его с вулканокластическим может происходить в различных условиях и в разных количествах. Так, например, в процессе формирования ппрокласто- диатомовых толщ идет одновременное накопление кислого внтрокластнче- ского стекла и кремневых панцирей диатомовых. Количественные соотношения меняются в самых широких пределах, вплоть до образования чистых диатомитов и туфов. К лахарам и пролювиально-коллювиальным отложениям примешивается тефра или чаще тефроидный материал, если формирование вулканитов происходит в пределах склонов вулкана, дающего материал близкого вещественного состава. Количество обломочного материала при этом может быть различно, а крупность обломков и глыб имеет разные размеры.

 

Эффузивно-обломочные породы

 

Кластолавовые породы. Кластолавы. представляющие собой породу, состоящую из обломков лапы, сцементированные лавой, формируются в различных условиях, но главная их особенность, что цементом может служить первичная или вторичная лава, образованная из мелкообломочного материала, сплавившегося в результате вторичного перегрева. Изучая «артпкекне туфы» вулкана Араган (Армения), ученые установили, что порода имеет не туфовую природу, а лавовую с большим количеством обломочного пористого материала. Было высказано предположение, что обломочный пирокластнческш'г материал падал па пенистый лавовый поток н затем погружался. Для этой породы был предложен термин «туфолава», который быстро вошел в употребление. Все эффузивные породы, в которых встречались обломки пород, определялись как туфолавы с отнесением обломков к пирокластике. Причем если в лаве встречались угловатые (осколочные) обломки кристаллов, пх также принимали за пирокластику, погруженную в лаву, игнорируя тот факт, что дробление кристаллов в вязких лавах часто происходит в результате турбулентного движения потоков, а иногда и косые срезы ндиоморфных кристаллов в шлифе принимают вид угловатой «осколчатой формы».

 

В настоящее время исследования в областях активного вулканизма показали, что обломочный материал (не только легкий пористый и пепел, а даже

тяжелые глыбы) не может погружаться в относительно жидкую лаву потоков.

 

В августе 1976 г, во время БТТИ у подножия образовалась новая бокка, из которой выливалась относительно жидкая лава. На лавовый поток непрерывно сыпалась пирокластика в виде шлака и плотных бомб. Несмотря на движение лавы со скоростью 0,4—0,5 м/с, обломочный материал не погружался, хотя вязкость лавы составляла всего 104 пуаз. И только в 30— 40 м от прорыва при заламыванин корки лавового потока и погружении ее обломочный материал проникал во внутренние части потока. Все это вызывало необходимость ввести термин «кластолава» [77].

 

Кластолава состоит из обломков лавы, сцементированных лавой иной текстуры, структуры, цвета или химического состава. Характерной особенностью этих пород является их лавовая природа. Причем цементирующаяся лава может быть первичной, т. е. ювенильной, или вторичной, возникшей в результате вторичного разогрева и сплавления, иногда со вспучиванием мелкообломочного материала. Кластолавы могут варьировать от липари- тового до ультраосновного состава. По крупности материала среди кластолав, выделяются следующие разновидности (размер фрагментов в мм).

более 200 50—200 менее 50

 

 

Размер глыб и обломков может варьировать от нескольких сантиметров до нескольких метров. Кластолавы, в отличие от игнимбритов, имеют локальное распространение. Условия образования генетических типов кластолав даны в разделе «Генетические типы вулканитов»,

 

Лавокластитовые породы. Изучение закономерностей формирования вулканических толщ в проявлении современного вулканизма показало, что обломочный ювенильиый материал образуется различными путями. Наряду с образованием пирокластики, которая формируется в результате эруптивной деятельности вулканов, большую роль играют обломочные породы, образовавшиеся в результате дробления лав в процессе выхода расплава на поверхность. Несмотря на то что они образовались за счет излияния лавовых потоков и формирования экструзий, относить их к лавам нецелесообразно, поскольку они представляют собой обломочные породы. В древних толщах, где текстурные свойства породы несколько утрачиваются, а также отсутствуют критерии диагностики лавокластитов, они принимались за пирокласти- чсские породы, что искажало реконструкцию вулканического процесса.

 

Лавокластиты, так же как и гпалоклаетиты, формируются за счет дробления лав, и по этому признаку, казалось бы, их следует объединить в одну подгруппу. Однако они различаются тем, что в лавокластнтах состав, текстура и структура слагающих их обломков аналогичны или близки к лаве, в то время как в гиалоклаетитах обломочный материал представлен стеклом, причем в процессе дробления сильно гидратизнрованным, вследствие чего гиалокластиты имеют повышенное содержание воды и окислы железа. Кроме того, термин «гиалокластиты» прочно укоренился в литературе, в него вложено 07;рсделенное понятие и сами гиалокластиты распознаются во многих современных, молодых и древних вулканических областях. В связи с этим в классификации лавокластиты и гиалокластиты целесообразно рассматривать отдельно. По вещественному составу лавокластиты могут варьировать от базальтов до липаритов. Распространены они па всех континентах, а в возрастном отношении от архея до нашего времени.

 

Лавокластиты формируются в различных условиях при излиянии лавовых потоков и экструзий. По отношению к внешней среде лавовые потоки дают лавокластиты при наземных, подводных и подледных излияниях. По отношению к массе лавового потока они слагают нижние и верхние части потоков или вся масса потока будет дробиться в лавокластит. Сплошные лавокластитовые потоки в свою очередь разделяются на два типа при формировании на крутых склонах в наземных условиях, когда жидкая часть потока полностью вытекает п остается только глыбовый материал, н при излиянии на влажную поверхность или в водоем, когда испаряющаяся влага полностью дробит поток. При малом количестве влаги в жидких лавах образуются трубообразные отдушины полости.

 

По форме обломочного материала лавовые потоки дают бесформенный глыбовый пли фигурный материал. К последнему относятся подушечные лавы, образование которых связывается с отделением от лавового потока комков жидкой лавы, которая, отчетливо отчленившись, приобретает фигурную форму (как и наземные бомбы), шары, эллипсы, баллоны, подушки, караваи и т. д., при излиянии лав на снег также возможны фигурные фрагменты, как это наблюдалось на вулкане Карымском в 1963 г. При излиянии лавы в воду не всегда происходит ее полное дробление. Так. например, побочные прорывы Такетомп и Олимпийский вулкан Алаид дали лавовые потоки, излившиеся в море, но средняя часть их осталась монолитной, хотя па отдельных участках образовались своеобразные текстуры, обусловленные растрескиванием лавы на фрагменты (в среднем I мм) при сохранении компактности породы.

 

Количество обломочного материала в лавовых потоках, как отмечено выше, -колеблется в широких пределах. В жидких лавовых потоках они составляют примерно !/ю часть. В глыбовых потоках средней вязкости, как в побочных прорывах Ключевского вулкана, обломочный материал составляет '/з или 1U и более от общей массы потока. Причем это количество обломочного материала распределено между брекчневыми лавами, кластолавами и лавокластитом. В более вязких лавах, как на вулкане Карымском, глыбовый материал иногда составляет более 50%, а в верхних частях потоков, расположенных на склонах, он иногда полностью глыбовый. Лавовые потоки 1975 г. Северного прорыва БТТП на крутых склонах оставили глыбовый материал только верхней и нижней частей потоков и бортовые валы, а жидкая лава переместилась в пониженные части рельефа.

 

Размеры глыбового материала колеблются в широких пределах. Жидкие базальтовые лавовые потоки Толбачикского дола дают глыбовый материал размером 0,1—0,2 м, но отдельные потоки здесь же дают глыбы до 1 —1,5 м. Базальтовые и апдезито-базальтовые лаповые потоки Ключевского вулкана 1932—1974 гг., так же как и лавовые потоки Алаида 1934 н 1972 г.. дают глыбовый материал 0,2—1,5 м, в то время как глыбовый материал анд.езито- дацитового состаза Карымского вулкана имеет в поперечнике 3—6 м.

 

Форма глыбового материала также различна. Наземные лавовые потоки Толбачикского дола наряду со сложными бесформенными глыбами с ровными краями дают плитчатый материал толщиной от 5 до 25 см при поперечнике 0,5—2 м. а также шарообразные или веретенообразные глыбы. Во время излияния лавового потока прорыва Ппйпа па Ключевском вулкане в бортовой части происходило окатывание пслупластнчного материала с образованием округлых глыб: в основном же лавы Ключевского, Карымского и большинства вулканов Камчатки и Курильских островов дают резко глыбовый материал угловатой формы с рваными краями и шероховато!'! поверхностью, за редким исключением, когда в 1963 г. на Карымском вулкане наблюдалось образование наземных подушечных лав.

 

Экструзии среднего и кислого состава во время своего роста дают по периферии обломочный материал. Если экструзия расположена па ровном месте, обломочный материал более или менее равномерно окружает ее, и на крутых склонах образуются вытянутые россыпи. Их называют купольные брекчии пли агломератовыс мантии. Образование их можно наблюдать на побочных экструзиях и в куполе Новом на вулкане Безымянном (Камчатка). На  25 показаны разновидности лавокластнтов.

 

Кроме современных вулканических областей в большом количестве лаво- кластиты формировались в Армении. Здесь в молодых основных лавовых потоках, где они стратифируются в слоистые толщи, в разрезах наблюдается переслаивание лавокластического материала с монолитной лавой, причем обломочный материал составляет 4/з— '/г общей мощности лавовььх потоков. Если дробление лав происходит после остывания лавовых потоков или экструзий, эти породы не следует относить к лавокластитам. Так, например,  в Армении на больших высотах в результате морозного выветривания происходит разрушение лавовых потоков с образованием «каменных морей», носящих местное название «чингилы» [131].

 

Несмотря на большое внешнее сходство лавокластического и пирокласти- ческого материала, можно отметить ряд различий. Поверхность массивных лав глыбовых потоков трещиноватая, постепенно переходящая в обломочный материал вследствие сгущения трещин. Очень редко встречаются шлаковые корки с поверхностями застывания, обычно глыбы сложены слабопористой лавой, иногда с рваными краями, без признаков сортировки материала. Глыбовый материал за счет последующего разрушения лавовых потоков отличается ровными сколами, рассекающими фенокристаллы, в то время как в глыбах, образующихся при движении лавы, сколы проходят по контактам кристаллов и основной, обычно стекловатой, массы.

 

Рыхлые лавокластовые породы по крупности материала имеют три градации (размеры глыб и обломков в мм).

 

  1. Глыбовый лавокластовый агломерат     более 200
  2. Лавокластитовый агломерат          50—200
  3. Лавокластитовый щебень   менее 50

 

Мелкообломочные (псаммитовые) фрагменты встречаются очень редко и, видимо, образуют небольшие объемы. Дальнейшее деление лавокластитов проводится по вещественному составу так же, как и пирокластических пород на базальтовые, дацитовые, андезитовые, липаритовые и др.

 

Поскольку они сложены обломками лавы, деление по агрегатному состоянию не проводится. Крупность материала обусловливается типами глыбовых лавовых потоков. Лавовые потоки санторинского типа, как, например, лавы вулкана Карымского, сложены крупными глыбами. Они образуют глыбовые агломераты. Лавовые потоки, в которых обломочный материал более мелкий, формируют лавокластитовые агломераты и лавокластитовые щебни.

 

В рыхлых лавокластитах современных лавовых потоков промежутки между глыбами заполняются мелкообломочным материалом, образующимся за счет дробления поверхности глыб, обычно более пористых и шероховатых, обладающих закалкой. Форма обломков остроугольная, иногда с рваными краями, вследствие чего они трудно отличимы от пирокластического материала, в особенности резургентного. Главное отличие этого материала — разная крупность обломков и часто высокая степень окисленности их (до красного цвета).

 

Наряду с отмеченным материалом промежутки между глыбами заполняются тефрой за счет действующих вулканов, как правило, тефра, даже если она принадлежит одному очагу извержения, отличается вещественным составом, кроме того, часто тефра поступает с соседних вутжанов. Ювениль- ная тефра обычно представлена стеклом и кристаллами с первичными кристаллографическими формами, что отличает ее от остального обломочного материала. Промежутки между глыбами также могут заполняться коллю- виально-пролювиальным материалом за счет обломков, сносимых с крутых склонов вулкана. В водоемах промежутки между глыбами лавы могут заполняться терригенным или хемогенным материалом.

 

Литифицироваиные лавокластитовые породы по крупности материала также делятся на (размеры глыб п обломков в мм):

1.         Глыбовый лавокластит        более 200

2.         Агломератовый лавокластит          50—200

3.         Пеефитовый лавокластит    менее 50

В древних вулканических формациях Урала, Кавказа, Средней Азии, Сибири и других регионов, где формировались глыбовые лавовые потоки, большим развитием пользуются лавокластиты. Выделение лавокластитов позволяет дать правильную оценку проявлению эксплозивной деятельности.

 

Гиалокластитовые породы. Гиалокластиты сравнительно недавно были выявлены в вулканических толщах, но о них быстро начали поступать сообщения из разных материков ( 26). Прежде в литературе описывались только палагоннты, представляющие собой измененные гиалокластиты.

 

Гиалокластиты представляют собой своеобразные витрокластические образования, сформировавшиеся преимущественно в подводных и подледных условиях в результате дробления лавовых потоков и выброса пирокластикн, при этом стекло гидратируется, а железо переходит из двухвалентного в трехвалентное. Впервые гиалокластиты описал в 1958 г. А. Ритман [112] из района Сицилии. После чего они стали распознаваться во многих районах, и па международном симпозиуме в Италии в 1961 г. было представлено о них более 15 докладов из различных стран [25].

 

В настоящее время установлено широкое развитие гиалокластитов в океанах, морях, озерах и в подледных условиях на вулканах. Они образуются за счет дробления лав главным образом основного состава н частично среднего и кислотного.

 

Широко распространены гиалокластиты в Исландии, где образование их связано с извержениями лав в подледных условиях. Гиалокластиты установлены в широком возвратном интервале: от древних толщ до современных осадков. Так, например, только в пределах Сахалина и Курильских островов В. Н. Шилов [127] отмечает наличие гиалокластитов в десятках пунктов и в различных геологических условиях, начиная от глубоководных в палеозое и мезозое до мелководных в плиоцене. Широкая распространенность гиалокластитов и большое геологическое значение их для фиксации фациальных условий потребовали выделения их в самостоятельную группу. Надо полагать, что в ближайшее время при ревизии прежде осмотренных разрезов поступят сообщения о множестве новых находок гиалокластитов, так как вулканиты, формирующиеся в водных условиях, пользуются широким развитием, а подводные извержения часто приводят к образованию гиалокластитов.

 

В зависимости от состава расплава Г. М. Власов и М. И. Попкова [21] выделяют типы гиалокластитов, обусловленные морфологическими особенностями обломочного материала.

 

Гиалокластиты базальтового состава вследствие текучести расплава очень часто образуют подушечные лавовые потоки, в которых сферические обособления (подушки, шары, баллоны) покрываются ломающейся стекловатой коркой, создающей обломочный материал. Кроме того, как отмечает Д. Кар- лисл [138], образуются глобули, гранулы и черепки. Первые представляют каплеобразные и полупластичные обособления от лавы, а многие черепки образуются в результате дробления глобулей и гранул  . Размеры глобулей от 0,25 мм до 1 см по длинной оси. Глобули представляют собой эллипсоидальные тела, иногда разорванные капли или веретена, реже они загнуты или расплющены. Почти все они имеют выпуклые и вогнутые участки, трещины и зазубренную поверхность. Гранулы отличаются от глобулей тем, что они ограничены раковистыми плоскостями. Углы гранул сглажены и несут следы пластичной деформации. Гранулы, вероятно, образуются путем отделения от более крупных глобулей и от внешних краев подушек. Некоторые глобули и гранулы имеют поры, заполненные вторичными минералами. Фрагменты стекла содержат порфировые выделения плагиоклаза и темноцветных минералов, видимо, интрателлурического происхождения.

 

В подушечных лавовых потоках гиалокластитовый материал представляет собой наполнитель, заключенный между сферическими обособлениями лавы, причем плотность подушек в общей массе колеблется в широких пределах — от плотных упаковок до рассредоточенных сфероидов. Гиалокластиты также могут накапливаться непосредственно вблизи, центра извержения и относиться к автохтонному типу. В несколько отдаленных областях от центра извержения (промежуточная зона) гиалокластиты образуют слоистые толщи, куда они переносятся течениями, сортируясь по крупности. В этих условиях они относятся к аллохтонному типу.

 

В базальтовых гиалокластитах как геосинклинальиых, так и океанических областях выделяются два типа, отличающихся пористостью основной массы [124]. В океанических гиалокластитах поры почти отсутствуют. Для них не характерны кристаллы. Дробление материала происходит в результате резкого охлаждения фрагментов (термического шока), а мелкообломочный материал имеет преимущественно обтекаемую форму — глобули.

Второй тип гиалокластптов характеризуется пористостью. Вследствие газонасыщенности расплава внутреннее давление в подушках, вероятно, преоб- ладает^над внешним и происходит их разрыв с образованием подушечных брекчий. Крупные обломки базальта обладают пористостью, а тонкий материал имеет прихотливую форму с ячеистой поверхностью, указывающей па дробление пузырчатого стекла. В породе обычно присутствуют кристаллы. В океане и в подледных условиях Исландии, гиалокластиты, так же как и в древних толщах, подвергаются иалагонптпзации.

 

В пределах Мирового океана они наиболее развиты в рпфтовых зонах срединио-океанических хребтов, где формируются вместе с подушечными лавовыми потоками [97]. В переотложенном виде встречается преимущественно гиалокластитовый материал, образованный за счет дробления внешних лавовых корок подводных излияний. Оскольчатые зерна бурого пли иногда зеленоватого стекла с показателями преломления 1,57—1,60, имеют размеры обломков от 2 до 0,005 мм. В резко подчиненном количестве присутствует плагиоклаз, оливин, авгит с небольшой примесью рудных и акцессорных минералов.

 

Гиалокластиты андезитового состава, вследствие большей вязкости магмы, по сравнению с базальтовой, не дают типичных сферических обособлений. Здесь лава дробится на угловато-округлые и редко эллипсоидальные или шаровые обломки. Мелкообломочный гиалокластитовый материал имеет угловатую и остроугольную форму до 0,1 мм в поперечнике. Андезитовые (ан- дезито-базальтовые) гиалокластиты пользуются широким развитием в пределах миоцен-плиоценовых отложений Курильской островной дуги и среди миоценовых отложений Камчатки.

 

Гиалокластиты кислого состава впервые были описаны К. Г. Ширнияном [130] в Арагацком вулканическом нагорье (Армения) на обособленной высоте около 2000 м. Они образовались за счет дробления дацитовых лавовых потоков позднсплиоцен-постплноцепового возраста, изливавшихся, видимо, в мелководные озера. Мощность лавовых потоков достигает 4—6 м, они постепенно переходят в гиалокластит. Мощность пластов гиалокластптов достигает 3—4 м. Гиалокластит состоит из обломков размерами менее 0,5 см, с острыми углами и гранями. Цвет стекла черный. В гиалокластпте иногда встречаются округлые обломки дацита. Дацит в лавовых потоках связан постепенным переходом с гиалокластитами. В основной массе он обладает микролитовон п пилотакситовон структурой. Кроме того, гиалокластиты отличаются от дацитов лавового потока повышенным содержанием воды. В лаве воды 0,5 % - а в гиалокластпте до 5% и повышенное содержание записного железа.

 

В Японском морс и северо-западной части Тихого океана встречаются значительные площади, покрытые пеплом трахидацитового состава. Обломки стекла имеют сферическую, полусферическую и сегментовидную форму, что указывает на происхождение их в результате растрескивания округлых тел. Г. М. Власов н М. И. Попкова [21] полагают, что они имеют не пепловое, а гиалокластическое происхождение. В процессе образования гиалокластитоо происходит гидратация стекла и окиспое железо переходит в закненое.

 

Свежие гпалокластитовые породы встречаются преимущественно среди нелитнфицироваиных гиалокластптов, главным образом в Мировом океане. В ископаемом состоянии гиалокластиты очень быстро подвергаются изменениям, превращаясь в палагопиты и замещаясь цеолитами, хлоритом и водными алюмосиликатами.

Наиболее распространена палагопптизация. Этот процесс изучен слабо, однако известно, что содержание воды при этом достигает 10—30%, а двухвалентное железо переходит в трехвалентное. Показатель преломления пала- гонптов южной части Тихого океана, по данным И. О. Мурдмаа и др. [97], колеблется в ппеделах 1,579—1,755, Причем зерна с наиболее высоким показателем преломления (1,702—1,755) по внешнем у гшду трудно отличимы от основной массы палагоннтов. Следует отметить, что показатель преломления при гидратации снижается, а при ожелезнеппп повышается, выходя в ту или иную сторону за пределы, .характерные для базальтовых стекол. Под микроскопом палагоннт представляет собой изотропное стекло или чаще слабоанизотропное (с агрегатной поляризацией). Цвет желтый, желто-коричневый, красновато-коричневый до густо-красного. Характерно неравномерное окрашивание палагонптовых зерен. Иногда развивается перлитовая отдельность.

Д. Карлпсл [138] предложил литпфнцпрованную породу, сложенную мелкообломочным материалом (гиалокластитом), называть аквагенным туфом. И. В. Хворова [124] расширила применение этого термина. Она предлагает называть подушечные лапы «акнагеппым подушечным туфобазальтом», а если в них значительное количество гиалокластнтовой связующей массы — «аквагенным туф с базальтовыми подушками» и далее — «аквагеиная базальтовая подушечная брекчия» н др. Основываясь на том, что гиалокластиты образуются также в подледных и мелководных условиях, а также, что термин «водный туф» неудачей, были высказаны возражения против применения этого термина [21].

 

Рыхлые гиалокластиты по крупности материалы делятся па (размер фрагментов в мм):

1.         Гиалоклястктовып агломерат                    50—200 и более

2.         ГиалокластитовыП щебень            2—50

3.         Гиалокластитовый песок     0.1—2

4.         Гиалокластитовып алеврит 0,01—0,1 у менее

 

Предложенное деление по крупности материала для грубообломочных отложений несколько условно, так как, вероятно, очень редко можно встретить грубообломочные отложения, в которых обломки были представлены только стеклом. Обычно в них присутствует значительная примесь раскрп- сталлнзованной лавы, п в этом случае они будут относиться к лавокластп- там. Тонкообломочные гиалокластиты заканчиваются алевролитами. Причем среди алевролитовых гналокластнтов часто присутствует пелптовый материал. Не исключена возможность образования пластов пелнтовых гналокластнтов. Гиалокластиты, как и остальные вулканокластическне породы, делятся по вещественному составу па липаритовыс, андезптовые, базальтовые и др.

Л и т и ф и ц п р о в а п п ы е. г и а л о к л а с т н т ы по крупности материала разделяются так же, как п рыхлые, на (размер фрагментов в .мм):

1.         Агломератовый гиалокластит                    30—200 и более

2.         Псефитовып гиалоклаетнт             2—50

3.         Псаммитовый гиалокластнт                       0,1—2

4.         .Алевритовый гиалокластнт           0,01—0.1 и менее

Гидратация стекла обычно свойственна мелкообломочному материалу. Крупные глыбы остаются неизменными.

 

К содержанию книги: ВУЛКАНИТЫ. Вулканические горные породы

 

 Смотрите также:

 

Лавовые потоки. Минералы в вулканической лаве

Потоки лав по внутреннему строению и рельефу кровли разделяются на глыбовые, монолитные, подушечные и гиалокластитовые.

 

Что такое вулканы – каких типов бывают вулканы – космическая...

Ведь лава—это и есть магма, но только излившаяся на поверхность. Поэтому вулканологи с особым интересом и подчас не без риска изучают извержения вулканов...