ВУЛКАНИТЫ

 

 

Эксплозивно-обломочные, или пирокластические породы

Вулканические бомбы. Пирокластическин материал тефра. Игнимбриты и игнисиумиты. Фьямме

 

 

 

Наиболее элементарное понятие, которое вкладывалось первоначально в пирокластические породы — это литифицированная тефра. Видимо, геологам, работающим в древних вулканических областях, такой генезис был наиболее понятен. Наблюдения за формированием вулканических толщ в областях активного вулканизма показали, что пирокластический материал может транспортироваться не только по воздуху после извержения, по и другими способами, не подвергаясь обработке и значительной сортировке.

 

Исходя из этого пирокластический материал, транспортирующийся течением при подводном извержении и попадая в воду при наземном извержении, если в нем не стал преобладать осадочный материал, также можно отнести к ппрокластпческому. Транспортировка в пирокластическом потоке извергнутого ювепильпого материала (несмотря на то, что в процессе движения глыбы самовзрываясь и округляясь, приобретали округлую форму) также позволяла отпести эти породы к пирокластике. Причем таким путем формировались также спекшиеся туфы и игннмбрпты. Следовательно, и грязевые потоки, в которых обычно смазывающей жидкости меньше, чем обломочного материала, надо отнести к пирокластике, поскольку существенной обработке обломочный материал не подвергается. Тоже самое' следует сказать о водно- ледниковой и ледниковой транспортировке материала. Таким образом, было расширено понятие о происхождении пирокластичсскнх пород.

 

Как уже было отмечено выше, в советской литературе к туфам относят пирокластические породы, содержащие обломки различного размера, хотя за рубежом еще некоторые геологи делят их на туфы и брекчии в зависимости от крупиости фрагментов.

 

Пирокластический материал без существенных посторонних примесей. Пирокластические породы разделяются на рыхлые и лнтнфицпрованные. Литифнцированные в свою очередь разделяются по характеру литификации на спекшиеся (игннмбрпты, агглютниаты) и уплотненные, сцементированные (туфы), кроме того, выделены рыхлые и сцементированные породы с примесью чуждого материала (обломков пород фундамента).

 

Рыхлые пирокластические породы. Среди рыхлых пирокла- стичееких образований, носящих общее наименование тефра, по крупиости материала выделено семь разновидностей (размер фрагментов в мм)":

1.         Глыбовьш агломерат, мегабомбы, глыбы более 200

2.         Агломерат, бомбы, глыбы   50—200

3.         Лапилли, фигурные лапилли                     10—50

4.         Мелкие лапилли                  2—10

5.         Вулканический песок                     0.1—2

6          Вулканическая пыль           0,01—0,1

7.         Топкая вулканическая пыль           менее 0,01

 

 Глыбовый агломерат и агломерат могут состоять из глыб или бомб, в последнем случае нх можно назвать бомбовым агломератом. Вулканический песок и более тонкий материал объединяются в вулканический пепел независимо от формы обломков.

 

В термин «вулканическая бомба» вкладываются два понятия: 1) размерность грубой тефры независимо от ее формы и 2) скульптурные образования, возникшие вследствие охлаждения кусков лавы под влиянием энергии взрыва: шаровые, веретенообразные, грушевые и другого типа бомбы. Примем некоторые авторы относят к бомбам скульптурные образования независимо от размеров, в том числе фрагменты I—2 мм в поперечинке.

 

Терминологические вопросы (в частности, термин «бомба») обсуждались у нас и за рубежом терминологическими комиссиями. Следует заметить, что в процессе наблюдения за эруптивной деятельностью вулканов, когда нет возможности осмотреть выброшенный материал, вулканологи руководствуются только крупностью материала. Независимо от формы и структуры весь грубо облом очны i'i материал (бомбы, глыбы, шлак) называют бомбами, так же как мелкая ппрокластнка (песок, пыль) именуется пеплом.

 

Обе комиссии приняли решение, что грубооб.томочный материал, выбрасываемый в пластичном состоянии и приобретающий форму во время полета п падения, именовать бомбой—у нас тштпг предел размерности бомб принят 50 мм, а за рубежом 64 мм. Верхний предел размеров бомб за рубежом неограничен. У пас обычно принято считать бомбами фигурные образования до 200 мм, а выше — глыбами. Полагаю, можно предложить термин «мегабомбы», так как размеры их иногда достигают 2 м в поперечнике и более. Бесформенный материал размером более 50 мм у пас именуется глыбами, а за рубежом свыше 64 мм блоками. Следовательно, обломочный материал размерами менее 50 мм независимо от формы не может называться бомбами. Для этого материала нами [88] предложен термин «фигурные лапилли», следует также ввести термин «фигурный пепел» для скульптурных образований размерами менее 2 мм. Пористый материал основного состава принято называть шлаком, а кислого — пемзой.

 

В термин «пепел» иногда также вкладывают скульптурное понятие, подразумевая под ним внтрокластический псаммитовый материал, представляющий дробленую пемзу рогульчатой формы. Терминологические комиссии считают, что за пеплом следует сохранить понятие размерности — менее 2 мм независимо от формы частиц.

 

В областях современного и новейшего (неогенового) вулканизма рыхлые пирокластическне образования пользуются большим распространением. Подавляющая масса этого материала имеет пироклаетическое происхождение с небольшой примесью лавок.тастического. Обычно это тефра в первичном своем (автохтонном) залегании, при перемещении приобретающая определенные текстурные и структурные особенности. Это может быть тефра, которая после выпадения переместилась по склону вулкана к подножию временными потоками, под действием силы тяжести, ветром, ледниками или флювиогляцнальнымп потоками. Обломочный материал может переместиться пнрокластическими или грязевыми потоками, а в прибрежных или морских условиях водными течениями. Во всех случаях при перемещении тефры или материала пирокластических потоков к нему могут примешиваться обломочный материал лавовых потоков или экструзий (лавокластический материал) или террнгеппый, главным образом тефрондпый сухих речек, расположенных на склонах вулканов.

 

Пирокластическин материал (тефра) в зависимости от вещественного состава магматического расплава приобретает текстурные и структурные особенности фрагментов — бомбы, фигурные лапилли, фигурный пепел.

 

Грубая пирокластнка разделяется па три вида: бомбы, бесформенные глыбы и шлак. Бомбы также можно разделить на собственно бомбы размерами от 50 до 200 мм и мегабомбы — более 200 мм в поперечнике. Мега- бомбы могут достигать в поперечнике 2—5 м и более. Форма их может быть различной. Жидкие лавы дают лепешкообразные или каравае- образные формы. Бомбы средней вязкости приобретают шаровые формы. Одна из бомб, выброшенная из конуса 2 Северного прорыва БТТИ в сентябре 1975 г., имеет эллппсообразную форму по длинной оси более 2 м и по короткой 1,5 м, поверхность се слабошероховатая ( 27, а). В бомбах линзообразной формы нижняя поверхность гладкая, слаботрещиноватая черепахообразная, а верхняя — шероховатая, пенистая. Трещиноватость возникает при падении па влажный субстрат. Толбачпкекос извержение 1975 г. дало весьма разнообразные бомбы —ленточные ( 27,6), полосчатые, трещиноватые и др. ( 27. в, г). Бомбы размерами 0,3—0,7 м имеют самые разнообразные формы: шаровые, веретенообразные, сигарообразные, скученные и др. Иногда бомбы содержат обломки пород фундамента. Причем осадочные породы пли кислые вулканиты иногда вспучиваются. Большинство бомб сложены ювенильпым материалом, пористость в них развивается но периферии. Поры обычно плоские, повторяющие поверхность бомбы. В шлаковых бомбах центральная часть более пористая, причем крупность пор уменьшается к периферии, бесформенные глыбы имеют угловатую, иногда округлую или острореберпую поверхность с рваными краями. Сложены они обычно слабопористой лавой.

 

Шлаки весьма пористые, как правило, с порами шаровой формы, причем стенки нор также пористые ( 28.67. б). Плотность таких шлаков колеблется в широких пределах от 0,5 до 1,2 г/см3, при большей плотности поры приобретают неправильную форму.

 

Пемзы имеют еще меньшую плотность. Форма пор в них не только шаровая, по эллипсоидальная и сотообразпая. Пемзы имеют обычно кислый или средкекислый состав. Базальтовые пемзы встречаются исключительно редко.

 

Обломочный материал размерами от 50 до 200 мм фигурный, бесформенный, плотный И итлакообразный, имеет форму и строение такое же, как п у весьма грубого материала. Однако следует отметить, что бомбы размером до 200 мм 'деформируются в момент падения несколько меньше, так как при малом объеме они успевают охладиться, например, весьма оригинальны бомбы вулкана Карымского, в которых отрыв комков лавы происходит по ровным плоскостям с сечением фечокристаллов. Л затем в воздухе они растрескиваются п, расширяясь, вспучиваются. Разрывы имеют шероховатую поверхность по контактам кристаллов и основной массы. При этом разламывание кристаллов пс происходит ().

 

К срсднеобломоч.чой пирокластике относятся ланилли. Лаппллп, т. е. пирокластический материал размерами от 10 до 50 мм, не разделяется на фигурный и бесформенный. Вместе с тем при описании следовало бы выделять фигурные лапнлли не называя их бомбами. Базальтовая магма дает преимущественно шаровые и веретенообразные лаппллп без деформаций в момент падения ( 29,6). Апдезптовые фигурные лаппллп имеют комковатую структуру; бесформенный же материал угловатый и различной пористости. Следует отметить, что среди мелкообломочного материала фигурные образования встречаются гораздо реже.

 

Вулканический мелкопсефптовын материал размерностью от 2 до 10 мм весьма распространен. Обычно он представлен тонкопорпстым шлаком ( 29, е). Здесь также встречаются фигурные фрагменты, но очень редко.

 

Мелкообломочная пирокластика, т. е. пспловый материал, весьма разнообразна, причем фигурные образования обычно формируются при извержении основных и кислых лав.

В процессе извержения продуктов кислого состава образуется фигурный материал за счет вспучивания комков п последующего его разрушения. Таким образом, обломочный материал представляет собой межноровыс ра- гульчатые фрагменты. Причем при более мелком дроблении фигурность обломков теряется и они приобретают угловатую форму. В настоящее время па земном шаре кислый вулканизм не проявляется, за" исключением локальных районов областей глубин,той дифференциации основной магмы, как, например, вулканиты вулкана Кракатау, Катмайя, где можно встретить пеплы с рогульчатыми формами. Подавляющая масса современных вулканов не дает пеплов с рогульчатыми формами. Базальтовые вулканы дают тонкие ажурные шлаки с большим количеством стекла. Причем стекло присутствует в форме дробленого шлака — угловатый материал с вогнутыми краями, обрывки зазубренного стекла, и, подобно бомбам, каплеобразные комочки распыленной лавы (стекла) в воздухе приобретают фигурные фрагменты в виде шариков, булав, гантелей, палочек и др. (слезы Пеле). Кроме того, образуются нитеобразные скопления стекла (волосы Пеле), возникающие за счет раздувания тонких пленок во время извержения. Бесформенный пспловый материал обычно поставляется андезитовыми вулканами, но и вулканы, извергающие продукты другого состава, также дают большое количество бесформенной пирокластпкн.

 

Наряду с фигурным и бесформенным материалом вулканы извергают большое количество кристаллов. Они входят в состав пирокластических толщ в двух видах: в виде отпрепарированных кристаллов с первичными кристаллографическими формами и в виде обломков. Мелкообломочная пирокластика в виде пеплового и мслкопсефитового материала обычно относится на десятки и сотни километров, по часто она отлагается вблизи центров извержения. Так, например, в 1963 г. на склонах вулкана Карымского в большом количестве выпал мелкопсефитовый материал ( 30), а 9 августа 1975 г. конус I БТТН выбросил тонкий пепловый материал, который отложился в окрестностях центра извержения слоем 5—8 см ( 31).

 

Образование хорошо отпрепарированных кристаллов плагиоклаза размерами до 3—1 см в поперечнике можно было наблюдать в 1976 г. во время базальтового извержения Южного прорыва БТТИ. Выбрасываемые кристаллы были покрыты тончайшей стекловатой пленочкой. Часть кристаллов падала обратно в кратер, иногда неоднократно, и тогда кристаллы оплавлялись и приобретали красно-бурый цвет (см.  29. д). Андезитовые вулканы при извержениях стромболнанского типа выбрасывают отпрепарированные кристаллы, а извержения вулканекого типа — дробленые, которые в процессе воздушной сепарации формируют кристаллокластпчсскис туфы.

 

Кроме пирокластпкн типа тефры первичные формы кристаллов сохраняются в процессе образования пирокластических потоков, которые характеризуются хаотическим накоплением неравномерно обломочного материала.

 

Вещественный состав пирокластпкн варьирует от кислого до ультраосновного и щелочных карбонатитов. т. е. имеет аналоги эффузивных и интрузивных пород. Например, туфы ультраосновных меймечитов развиты в хр. Кумроч (Камчатка). Причем состав пирокластпкн одного и того же вулкана мож'ет меняться. Например, вершинный кратер Ключевского вулкана обычно дает менее основные базальты, чем побочные прорывы. Большое трещинное Толба»икское извержение 1975 г. началось с пирокластпкн магнезиальных ба-.альтов умеренной щелочности с единичными вкрапленниками пироксена, магнезиального оливина и плагиоклаза, а в 1976 г. закончилось глиноземистыми субщслочнымн базальтами с мегаплагнофировымп кристаллами плагиоклаза' 2—3 см в поперечинке и субфснокристаллами оливппа и пироксена. Извержение вулкана Безымянного в 1956 г. началось рогово-обманковым андезитом, а затем сменилось двунироксеновыми андезитами, которые продолжают извергаться до сих пор (1979 г). В 1955—1956 гг. практически одновременно происходили извержения вулкана Безымянного, дававшего пеплы кислых андезитов, и вулкана Ключевского с побочными прорывами, извергавшими черную базальтовую иирокластику. Материал извержении перемешивался и давал сложную иирокластику.

 

Вулкан Карымскин извергает вулканиты апдезпто-дацптового состава и его пеиел во время сильных извержении (таких, как 15 мая 1963 г.) относился в область деятельности базальтовых вулканов, где происходило перемешивание пирокластики. Временные потоки талых вод, ледники, эоловый перенос, и прибрежные течения транспортируют иирокластику па значительные расстояния, где также происходит ее перемешивание.

 

Наряду с этим пепловый материал дифференцируется во время извержения при переносе по воздуху. Более крупный и более тяжелый материал падает ближе к центру извержения, а тонкое стекло относится на десятки километров. Это влияет на химический состав пирокластики. Изменяется также минеральный состав. Вблизи вулкана отлагается грубая пирокластнка, а далее в определенных зонах преобладают кристаллы и в удалении на десятки километров — стекло. Такие факты наблюдались ири извержении вулканов Шивелуч 12 ноября 1964 г., Суфриера 7 мая 1902 г. на о. Сент- Впнсент и в других регионах.

 

В западной части Русской плпты среди миоценовых отложений развиты прослои полуразложенпых витрокластических алевритовых туфов липарита мощностью 10—-30 см. Источником иепла являются закарпатские миоценовые вулканы, вблизи которых залегают мощные горизонты пепловых туфов с большим количеством обломков кристаллов [81].

 

Пеплы вулканов Кавказа, отложенные в разных пунктах на Украине и Туркмении, представлены в основном обломками стекла кислого состава. В результате дифференциации и сепарации в пеилах количество кремнезема увеличивается до 10% по сравнению с пеилами вблизи вулканов.

 

Таким образом, при изучении вещественного состава иирокластического материала необходимо учитывать возможность смещения обломков различного состава и продуктов воздушной сепарации, в результате которой в общем случае более кислые разновидности будут располагаться вдали от центра извержения, а более основные — в непосредственной близости ог него.

 

Для иллюстрации нами приводится краткая характеристика андезито- дацитового пепла вулкана Карымского извержения 1966 и 1977 гг., анде- зитового пепла вулкана Безымянного 1956 г., базальтовых иеилов вулканов Алаид 1972 г., Тятя 1973 г., БТТИ 1975 и 1976 гг. (см.  31).

 

Сваренные и спекшиеся пирокластические породы. Спекшиеся туфы известны трех генетических типов: агглютинаты, спекшиеся туфы ппрекластических потоков и исевдоагглютипаты.

 

Агглютинаты в областях развития базальтового вулканизма пользуются широким распространением. Они образуются в результате извержений стромболианского типа при выбросах раскаленного пластичного, иногда жидкого, или полупластичпого ювепнлыюго обломочного материала и слагают обычно ирикратерные части вулканов. Процесс спекания обусловлен высокой температурой фрагментов лавы, которые ири нагромождении соприкасаются и приобретают общую лавовую пленку, соединяющую их между собой.

 

Агглютинаты, как правило, сложены грубообломочным материалом. Он может быть фигурным и бесформенным, слабопорнстым и весьма пористым шлаком. Мелкообломочный материал, выбрасываемый на большую высоту,, успевает охладиться и в иолете приобрети твердую корочку, лишающую возможности спекания обломков. Наиболее распространенные агглютинаты состоят из лепешкообразных глыб,— деформированных комков лавы во время падеппя — это собственно агглютинаты. Реже встречаются шлаковые агглютинаты и глыбовые, сложенные плотными или слабопористымп глыбами лав. Еще реже разбиты бомбовые агглютинаты.

Агглютинаты, сложенные фигурными фрагментами,— бомбами, изучались мной на побочном кратере Такетоми вулкана Алаид. Здесь бомбы имеют шаровую или эллипсоидальную форму размерами 8—15 см в поперечнике и редко больше, они сложены слабопористым базальтом и во время падения не деформировались ( 32, а).

Во время извержения конуса 1 Северного прорыва БТТИ в 1975 г. мной наблюдались потоки раскаленного обломочного материала, которые «выплескивались» из кратера и сползали по склону. В 1976 г. изучение их показало, что они сложены бесформенными глыбами слабопористого базальта красного цвета, слабодеформированные, спекшиеся в сплошную массу.

 

При фонтанировании лавы выбрасывается жидкая лава, приобретающая в полете большую пористость. Такого типа обломки при падении, деформируясь, принимают линзообразную форму, причем вследствие окисления обломки приобретают красный цвет. Наиболее крупные, агглютинаты такого типа изучались мной у подножия вулкана Сопка Зимина (Камчатка) с глыбами размерами от 0.5 м в поперечнике, реже 2—3 м в диаметре при толщине 0,3—0,4 м, и отдельные крупные «лепешки» диаметром 10 м при толщине 0,8 м. Иногда агглютинаты сложены смешанным обломочным материалом. Так, например, у подножия вулкана Козельского по одноименному ключу обнажается базальтовый агглютинат, в котором крупнообломочный материал имеет линзообразную форму диаметром 1—3 м при толщине 0,2— 0.3 м, а обломочный материал размерами 5—30 см — округлую форму. Причем промежутки между грубой пирокластикой выполнены обломками 2— 10 см в поперечнике. Текстура глыб пористая и слабопористая. Глыбы агглютипата прочно спекшиеся в сплошную массу.

 

Под микроскопом в зонах образования соединительной иленки контакты наблюдаются только при разных текстурах или структурах обломков, но обычно связующая масса незаметно переходит от обломка к обломку.

 

Спекшиеся туфы пирокластических потоков различаются в зависимости от состава пирокластических потоков. В потоках кислого н среднего состава они образуют самостоятельные потоки, как например, известные армянские туфы ереван-ленннакаиского тина, или слагают нижние и верхние части нгннмбрптовых пирокластических потоков. Для спекшихся туфов, в отличие от игиимбритов, характерно отсутствие деформации обломков стекла или очень слабое сплавление и отсутствие фьямме.

 

Спекшиеся туфы ереван-ленинаканского типа дацитового состава обладают массивной текстурой иногда со столбчатой отдельностью; цвет преимущественно черный, коричневый, красный; в зависимости от окисления приобретают фиолетовый, розовый, кремовый, оранжевый цвет. По данным К. Г. Ширнпяна (1970), они сложены преимущественно грубоисаммитовым материалом с преобладанием стекла, часто пемзовидпого (73,7%)- Кристаллы представлены плагиоклазом № 41—51 (14,5%), пироксеном (4,2%), рудным минералом (3,2%) н чуждыми обломками пород фундамента (4,2%). Судя но тому, что чуждый материал представлен обломками подстилающих пород (известняки, порфириты, обсидиаиы, долериты и др.), извержение их происходило из нескольких центров. Фьямме в породе отсутствует, но обломки стекла в местах соприкосновения слегка расплавлены. Причем степень сплавления различна. Но вместе с тем порода не потеряла пористости, что в сочетании с прочностью и блочностью сделало ее прекрасным строительным материалом. Аналогичное спекание мелкообломочпого материала наблюдается в нижних частях пирокластических потоков Камчатки,. Приморского края и других вулканических областях. В Приморском крае вблизи Дальнегорска у центра извержения палеовулкана развиты грубообломочпые спекшиеся туфы мелового возраста (см.  32, б), выше переходящие в пгиимбриты. На юге Камчатки и к северу от г. Петропавловска- Камчатского также нижние и верхние части игппмбрнтовых потоков сложены спекшимися туфами.

 

П с е в д о а г г л ю т и и а т ы. Изучение разрывов многих шлаковых конусов и вершин стратовулкапов показало, что накопления шлакового материала подвергаются вторичному окислению, приобретая ярко-красный цвет. Причем интенсивность окраски уменьшается сверху вниз. Одновременно с покраснением пород происходит их спекание. Наблюдения над побочным извержением Аланда в 1972 г. Олимпийским и Северным прорывами БТТИ показали, что после прекращения извержения начинается процесс вторичного разогрева. Так, на Северном прорыве БТТИ эруптивная деятельность прекратилась в октябре 1975 г., а в 1975 и 1976 гг. продолжают действовать фумаролы с температурой выше 500°. Причем интенсивная фумарольная деятельность приурочена не к неккам, а к максимальным мощностям шлака по периферии кратеров. Следует отметить, что наличие в газах фумарол хлора и фтора указывает и па поступление ювеннльных газов. Вместе с тем надо полагать, что основная масса газов идет за счет вторичного разогрева шлаков. Вероятно, это связано с подсосом кислорода и возникновением экзотермических реакций. В этих областях наблюдается покраснение шлаков и их спекание в псевдоагглютинат. В процессе вторичного перегрева на Тол- бачикских конусах, в том числе и па конусах более ранних извержений, псевдоагглютинаты представляют спекшуюся породу, состоящую из недефор- мированпых обломков шлака, в отличие от агглютииатов, которым свойственна деформация обломков. В местах спекания расплавленную цементирующую пленку проследить не удается пи под микроскопом, ни макроскопически, так как она сливается с обломками и неотличима от последних. Обломочная природа псевдоагглютината хорошо выражается разной текстурой слагающих породу обломков. Псевдоагглютинаты можно хорошо изучать в разрушенных конусах побочных прорывов, как, например, на прорыве Бакланьем вулкана Алаид хорошо обнажены псевдоагглютинаты, степень метаморфизма которых книзу уменьшается (см,  32, в).

 

Псевдоагглютинаты также наблюдались у кратера вулкана Авача. Здесь хорошо видно, что во время извержения в 1945 г. был отложен базальтовый шлаковый материал черного цвета мощностью 12 м, с размерами обломков преимущественно 5—10 см, реже более. Впоследствии верхняя часть слоя шлака, видимо, под действием вторичного разогрева окислилась и спеклась в прочную массу [88].

 

Псевдоагглютинаты, кроме того, образуются в агломератовых пирокла- стических потоках и раскаленных лавинах. Происходит это на участках скопления крупных раскаленных глыб. В 2 км на запад от г. Петропавловска- Камчатского в пределах пирокластическпх потоков Авачи вблизи крупных глыб мелкообломочный материал спекался в сплошную массу. В результате полного переплавления материала образуется порода тина вторичной лавы, в которой едва заметна первичная обломочная структура. Поверхность сплавленных участков бугристая, шероховатая и комковатая, иногда частично трещиноватая (см.  32, г). Под микроскопом лавоподобный цемент с большим трудом отличается от обломков лавы того же состава. В основной стекловатой массе обломки кристаллов подвержены слабому разложению. В первую очередь разлагаются мелкие кристаллы плагиоклазов и их микролиты в обломках лавы. Фенокристаллы разлагаются в ядрах (более основные) с образованием опалово-глинистой массы, пропитанной окислами железа. Обломки и зерна кристаллов гиперстена, авгита и магнетита свежие. Вокруг зерен магнетита иногда возникают бурые каемки окислов железа. Описываемые образования аналогичны описанным выше спекшимся туфам пирокластических потоков, где происходит спекание только вблизи крупных глыб. Текстурно псевдоагглютинаты могут быть двух разновидностей: шлаковые и глыбовые. Аналогичный процесс спекания наблюдался нами на глыбовых лавовых потоках побочных кратеров Ключевского вулкана, где спекается мелкий дробленый материал, заключенный между глыбами. Здесь разложению подвергалось н вулканическое стекло, интенсивно пропитываясь окислами железа.

 

Агглютинаты обычно образуют иластообразные тела, а псевдоагглютп- паты — тела неправильной формы, выклинивающиеся книзу.

 

К сваренным породам относятся игнимбриты и игнисиумиты.

 

И г н и м брит ы образуются в результате извержения пирокластических потоков и последующего сваривания обломочного материала в монолитную массу. Для игнимбритов характерна деформация обломков. В результате сваривания витрокластическнй материал деформируется, сплющивается, иногда полностью утрачивает первичные формы н текстуру (пористость). Наиболее крупные обломки пемзы или стекла превращаются в линзообразные фрагменты — фьямме . Вместе с тем в игнимбритах всегда возможно определить пирокластпческую природу их в отличие от игииспумитов, в которых сваривание внтрокластического материала настолько велико, что они приобретают лавовое строение. Однако в одних и тех же потоках могут залегать игпимбриты, игнисиумиты и спекшиеся туфы с педеформирован- ными обломками.

 

Общая текстура игнпмбритов массивная. Обычно они обладают столбчатой отдельностью. Кроме того, игнимбриты благодаря наличию фьямме имеют одним им присущую текстуру. Цвет игнимбритов обычно коричневый пли серый п па этом фоне в поперечном разрезе красиво выделяются линзочки (фьямме) обсидианового типа стекла. Часто концы фьямме расщеплены (см.  15, б). В плане фьямме имеют изомстричную, иногда круглую форму. При изучении игнимбритов следует изучить основную массу, фьямме и примесь чуждого материала.

 

Основная масса игнимбритов состоит на 40—70% из обломков стекла и кристаллов. Стекло первоначально было представлено рогульчатыми обломками и более плотными и пористыми (пемза) обломками стекла. В процессе сваривания обломки стекла теряют первоначальную форму, изгибаются, сплющиваются, более крупные обломки приобретают лиизовидную форму. В обломках пемзы поры вытягиваются, уплощаются, создавая ленточную текстуру, а затем они и совсем исчезают, иногда оставляя едва заметную полосчатость. Периферия обломочного материала растворяется и промежутки между ними заполняются стеклом. Иногда процесс растворения и деформации заходит настолько далеко, что едва улавливаются реликты обломков. Пемзовидныс обломки, располагаясь между кристаллами и деформируясь, приобретают обтекаемые формы, создавая впечатление первичной флюидальной текстуры. При этом микролиты в пемзе приобретают ориентировку, параллельную вторичной флюидальности.

 

Кристаллы в пгпимбрнтах встречаются двух видов: с первичными кристаллографическими формами и в виде обломков. Поскольку игнимбриты образуются из расплава кислого и среднего состава, кристаллы полевых шпатов (пироксен, калишиат) резко преобладают над другими кристаллами, составляя 15—40% от объема породы, затем следуют биотит, роговая обманка, пироксены, рудные минералы. Процесс сваривания в игнимбритах обычно не влияет на кристаллокластическую часть породы. Иногда наблюдается только перегруппировка или ориентировка таблитчатых или чешуйчатых кристаллов. В результате постэруптивной кристаллизации стекла игнимбритов образуются кристаллиты, спикулиты, трнхнты, калинатровый полевой шпат н кристобалит. Иногда в пустотах образуются слюда и амфибол.

 

Чуждые обломки весьма распространены в игнимбритах. Их процентное содержание колеблется от 3—5 до 10—20, переходя в ксепоигнимбриты. Обломочный материал весьма разнообразен, состоит из пород, слагающих фундамент вулкана. Обломкн носят следы температурных воздействий, а иногда в них расплавляется стекло и они деформируются.

 

Очень редко в игпнмбритах преобладают кристаллы. Такое явление можно объяснить отделением и выбросом топкообломочного стекла во время формирования пирокластического потока. Так, например, можно указать на наличие мощных толщ витрокластическнх туфов в долине р. Камчатки, сформировавшихся в период образования игпимбритовых пирокластических потоков Восточной Камчатки средне- и поздпечетвертичного возраста, среди которых присутствуют потоки, обогащенные кристаллами. В такого типа кристаллокластическпх нгпиыбритах (где преобладают кристаллы) обломки стекла, располагаясь между кристаллами и сплавляясь, являются связующей массой, что позволяет назвать их кристаллокластическнми игнимбритами. В древних толщах, где стекло замещается вторичными минералами, порода приобретает облик осадочной, если затруднительно определить реликты первичных форм стекла или установить ф.тюидалыюсть.

 

Для основной массы игпимбрнтов (в отлпчие от спекшихся туфов) характерна деформация витрокластического обломочного материала вплоть до полного расплавления его п превращения во вторичную лаву. В этом случае сваренные породы следует относить к игписиумптам.

 

Таким образом, но степени изменения обломков стекла можно выделять три типа пород: спекшиеся туфы — в них стекло не деформировано; игним- бриты — стекло в результате расплавления деформировано и игниспумиты — стекло полностью утратило первичные формы, превратившись в сплошную массу породы.

 

В процессе изучении игппмбритов Камчатки мной было установлено четыре типа фьямме [78, 83], образованных в результате: 1) расплавления и сплющивания обломков пемзы; 2) расплавления и сплющивания ювенильных обломков лавы; 3) расплавления мелких обломков стекла в участках их концентрации и выплавки линзообразных обособлений стекла; 4) расплавления стекла в чуждых обломках, преимущественно близкого состава и деформаций их.

 

Образование фьямме за счет расплавления и сплющивания обломков пемзы можно хорошо наблюдать в многочисленных береговых обнажениях Восточной Камчатки у Жупановского рыбокомбината ( 33, а). В нижней части пирокластического потока обломочный материал не сцементирован. Он представлен пемзой желто-розового цвета размерами до 10 ем в поперечнике. Форма их угловатая и округлая. Промежутки между крупными обломками выполнены мелкообломочным материалом, представленным стеклом и обломками кристаллов. Слоистость и сортировка материала отсутствует. Выше по разрезу материал уплотняется и переходит в спекшийся туф без деформации обломочного материала. Еще выше ио разрезу крупность глыб пемзы достигает 0,3 м в поперечинке. Пемза постепенно темнеет, приобретая вначале темно-серый, а затем черный цвет, а мелкообломочный наполнитель коричневого цвета. Пемза весьма пористая с объемной плотностью 0,6— 0,7 г/см3. Поры двух типов — шаровой и трубообразной с нитевидными перегородками. По мере движения вверх по разрезу спекание материала увеличивается, а пемза постепенно приобретает сплющенную форму. Далее она уплощается до топких линз, теряя пористость. По периферии обломки пемзы как бы внедряются в мелкообломочный материал и расщепляются по краям. Таким образом, обломки пемзы в результате уплотнения в перегретом состоянии приобретают линзообразную форму, утрачивают пористость и превращаются в обсидиановые пли перлитовые стекла черного цвета, четко выделяясь на коричневом фоне основной массы. Фьямме составляют 40— 50% объема породы. Размеры фьямме колеблются в широких пределах: от 3—5 мм до 0,5 м и более, толщина до 0,15 м. Отношение толщины фьямме к длине варьирует от 1 : 10 до I : 50. Под микроскопом хорошо видно, что форма пор обломков и глыб пемзы в зависимости от степени перехода (сплавления) пемзы в фьямме изменяется. В педеформированиой пемзе форма пор преимущественно шаровая, дающая круглые сечения. По мере превращения пемзы в фьямме поры сплющиваются. Вначале они просто вытягиваются, а промежутки между ними дробятся и создается впечатление пепловой структуры. В других случаях происходит сплющивание или полностью утрачиваются следы пористости. Мелкие фьямме или деформированные обломки пемзы, залегая между крупными фенокристаллами и обтекая их,, приобретают флюидальность. Микролиты в фьямме приобретают ориентировку, соответствующую положению сплавленной пемзы, что также придает породе флюидальность.

 

Мелкообломочный материал в этих игнимбритах сваривается в сплошную монолитную массу, напоминая лаву, звенящую при ударе молотком.

 

Образование фьямме путем расплавления и сплющивания ювенильных обломков лавы также можно наблюдать в этом районе. Этот тип фьямме встречается гораздо реже (в некоторых игнимбритах), как например, в 20 км севернее пос. Жупановский комбинат обломки пемзы отсутствуют и их заменяют ювенильные обломки дацита. Здесь наблюдается более интенсивное сваривание породы и при этом обломки породы приобретают линзообразную или даже ленточную форму. В них также происходит переориентировка микролитов и появляется флюидальность при обтекании крупных кристаллов или чуждых обломков (см.  33, б).

 

Образование фьямме путем расплавления мелких обломков стекла на. участках их скоплений и выплавки линзообразных скоплений стекла наблюдалось на юге Камчатки, вблизи пос. Озерновского.

 

Здесь горизонт игнимбритов мощностью около 80 м обладает столбчатой отдельностью. Поверхность его почти горизонтальна. В нижней части горизонта залегают туфы, которые выше постепенно переходят в ипшмбрпты. В последних хорошо видна обломочная структура, фьямме черного цвета с преобладающими размерами в поперечнике 5 см и толщиной 2 см. В основной массе присутствует 50—60% обломков кристаллов, а в фьямме 30— 35%- Среди них встречаются зерна кварца до 7 мм в диаметре с хорошо сохранившимися кристаллографическими формами. В породе присутствует около 10% обломков чуждого материала (породы фундамета). Под микроскопом легко устанавливается пирокластическая природа основной массы игнимбрита по наличию обломков стекла и минералов [81].

 

Цементирующая породу витрокластическая масса имеет все промежуточные формы спекания и расплавления до бесструктурной массы с показателем преломления 1,492, в которой видны реликты обломков вулканического стекла. В более спекшихся участках пепловые частицы теряют свои контуры и появляются белые полоски стекла (см.  33, в). На участках, обедненных обломками кристаллов, происходит максимальное переплавление обломков стекла и образование мелких линзообразных включений с расщепленными краями — микрофьямме. В наиболее сильно спекшихся участках микрофьямме группируются в виде параллельных полос, образуя флюидальность. Таким образом, фьямме представляют собой участки переплавленного внтрокластического материала. В самих фьямме также можно наблюдать реликты пепловой структуры и обломки кристаллов, указывающие на происхождение фьямме за счет переплавления мелкого пеилового материала.

 

Проведенные химические анализы фьямме и основной массы показали, что фьямме по сравнению с основной массой содержит больше кремнезема и окиси калия и меньше глинозема, кальция, железа н натрия. Это объясняется тем, что фьямме образовалось при спекании участков, обогащенных обломками стекла, которое, по сравнению с кристаллической частью, представленной главным образом интрателлуричеекимн вкрапленниками, является более кислым (обедненным кальцием, алюминием и натрием).

 

Образование фьямме за счет расплавления стекла в чуждых обломках, преимущественно близкого состава, и деформации их также наблюдались в игнимбритах и игнисиумитах Кроноцкого залива в устьях рек Третьей и Нерпичьей па север от пос. Жупановский комбинат [83]. Мощность пиро- клаетичсского потока около 15 м. Нижняя часть потока представлена спекшимся туфом с хорошо видимой обломочной структурой, в котором псам- мито-алевритовый материал составляет 92—94%- Ювснильных обломков плотного андезито-дацита размером до 2 см содержится около 4—6%. Более крупные обломки представлены чуждым материалом: андезитом, андезпто- базальтом и реже аргиллитом. Обломки пемзы отсутствуют. Выше по разрезу в средней части ппрокластического потока происходит полное переплавление ювенильного материала и частичное расплавление чуждых обломков, среди которых обломки андезитового и аидезито-базальтового состава приобретают линзообразную форму.

 

Ювенильныс обломки приобретают форму полос толщиной 1,0—1,5 мм и длиной 50 мм и более. Цвет их коричневый и они хорошо выделяются па общем сером фоне основной массы, образуя своеобразное фьямме.

 

В обломках эффузивных пород стекло основной массы расплавилось и обломки приобрели линзообразную форму размерами до 50 мм длиной, а иногда до 30 см при толщине 2—3 см. Порфировые выделения в них и микролиты не претерпели изменений, но перегруппировались, расположившись длинными осями в плоскости лепешек. Таким образом, возникло новое фьямме за счет чуждых обломков эффузивных пород (см.  33).

 

Форма чуждых обломков зависит от степени спекания обломочного материала ппрокластического потока: в спекшихся туфах обломки чуждых пород не деформированы; в игнимбритах они приобрели линзообразную форму, а в игниспумитах превратились в протяженные полосы, создав ленточную текстуру ().

Обломки чуждого материала в игнимбритах подвергаются изменениям избирательно. Как отмечено выше, при сильном сваривании игнимбритов обломки эффузивов приобретают линзообразную форму. Обломки песчаника, аргиллита в просмотренных нами шлифах не подверглись изменениям.

 

Игниспумитам в отличие от игнимбритов приписывается несколько иной генезис — образование не из твердых обломков, а из жидких. Однако вследствие того, что условия образования игипепумитов в природе не наблюдались, а обломки кристаллов не носят следов расплавления, есть все основания предположить, что игнисиумиты образовались аналогично игнимбритам, но степень расплавления обломков стекла была более высокой  . Это подтверждает тот факт, что типичные игнисиумиты, принимавшиеся за лавы, в нижних и верхних частях пирокластпческих потоков сложены спекшимися туфами с фигурными (рогульчатыми) обломками стекла, образование которых, за счет дробления пемзы, могло произойти только в твердом состоянии. Исходя из изложенного, целесообразно игнисиумиты определять по петрографическим признакам: I) полное расплавление обломков стекла с превращением его во вторичную лаву, цементирующую кристаллы и обломки пород;. 2) превращение фьямме в вытянутые лентообразные полосы, создающие- полосчатую текстуру породы.

 

И с е в д о и г н и м брит ы. Очень важно отметить различия между игнпмбритами и породами, по внешнему виду напоминающими игнимбриты. Они также образованы из пемзовых пирокластических потоков и в них присутствует фьямме, погруженное в тонкообломочную пирокластнческую массу, в которой обломки стекла спаяны или полностью «сплавлены» в сплошную массу, иногда обладающую флюидальностью. Псевдоигнимбриты, в отличие от игнимбритов, образуются в областях гидротермальных систем, в результате гидротермального метаморфизма, где происходит разложение мелкообломочного материала с образованием опала и глинистых минералов. Изучение псевдоигнимбритов Камчатки, Курильских островов, Закарпатья и просмотр образцов с Кавказа и Урала позволили нам установить их диагностические признаки. Они сводятся к следующему: 1) игнимбриты формируются только в наземных, а псевдоигнимбриты в наземных и водных условиях; 2) первые не зависят от гидротермальных систем, а вторые приурочены к этим системам или областям гидротермально измененных пород; 3) игнимбриты залегают в виде горизонтов, занимающих обширные площади, и по простиранию не переходят в рыхлые породы; псевдоигнимбриты локализуются только в пределах деятельности термальных вод гидротермальных систем и по простиранию переходят в «несваренные» породы; 4) игнимбриты, как правило, не подвергаются гидротермальному метаморфизму, в псевдо- игнимбритах метаморфизм развивается избирательно — в фьямме монтмориллонит и другие глинистые минералы, а в основной массе преобладает оиал и морденит; 5) в игнимбритах фьямме плоское, отношение высоты к длине- 1 : 10 и даже 1 : 50, а в псевдоигпимбритах 1:3, 1 : 4 и редко более; 6) в игнимбритах фьямме часто черное па светлом фоне основной массы, а в псевдоигпимбритах фьямме иногда белое в результате монтмориллонитизации пемзы. По вещественному составу игнимбриты и псевдоигнимбриты могут быть липаритовыми, дацитовыми и аидезитовыми; по характеру обломков они разделяются на литокластические, витрокластические и смешанные. Многие игпимбриты переполнены обломками кристаллов.

 

По крупности материала среди спекшихся туфов и игнимбритов можно выделить шесть разновидностей (размер фрагментов в мм).

1.         Глыбовый агглютинат или глыбовый спекшийся туф    более 200

2.         Агглютинат или спекшийся агломератовый туф                        50—200

3.         Крупнопсефитовый (лапиллиевый) агллютинат, спекшийся

туф или игиимбрит              10—50

4.         Мелкопсефитовый (крупнообломочнып) спекшийся туф или игнимбрит                 2—10

5.         Псаммитовый (среднеобло.мочный) спекшийся туф или игнимбрит             0,1—2

6.         Алевритовый (мелкообломочный) спекшийся туф или игнимбрит             менее 0,1

 

Агглютинаты, как правило, сложены грубообломочным материалом, мелкий материал обычно быстро охлаждается, так как, во-первых, у мелких обломков поверхность материала на единицу веса больше, чем у крупных, а во-вторых, мелкий материал дальше уносится от кратера и, следовательно, больше времени находится в воздухе.

 

Игнимбриты сложены обломочным материалом обычно от псаммитового до лапиллиевого, но иногда в них присутствует глыбовый материал, причем ювенильные глыбы пемзы также деформируются, образуя лепешкообразные тела, измеряемые первыми метрами. Просмотр шлифов в псаммитовых иг- нимбритах показал, что в них обычно находится некоторое количество алевритового материала, в значительной мере переплавленного. Присутствие мощных толщ алевритовых спекшихся туфов маловероятно, потому что тонкий материал обычно переносится по воздуху на значительное расстояние и вследствие этого быстро охлаждается. Извержение тонкого материала в виде раскаленного потока также маловероятно, так как в этом случае отложится недифференцированный материал, и он неминуемо будет содержать значительную примесь псаммитовых обломков. Образование небольшой мощности горизонта алевритового материала возможно только в том случае, если мелкий материал заключен между двумя агломератовыми потоками, в которых развиваются окислительные процессы, связанные с вторичным перегревом.

 

Суммируя изложенное о спекшихся туфах и игннмбритах, можно по текстурным и структурным признакам выделить типы агглютннатов и псевдо- агглютинатов, представляющих собой разновидности спекшихся туфов ( 4).

 

Среди агглютннатов можно выделить четыре разновидности: 1) шлаковый агглютинат, состоящий из глыб шлака, не подвергнутого деформации; 2) глыбовый агглютинат, представленный не деформированными глыбами плотной и слабопенистой лавы; 3) бомбовый агглютинат, состоящий из фигурных бомб; 4) агглютинат, сложенный деформированными глыбами лавы во время падения. Они обычно имеют лепешкообразную форму и являются наиболее распространенными. Следует отметить, что бомбовые агглютинаты встречаются редко.

 

Псевдоагглютинаты могут быть сложены шлаком или глыбами слабо- пористой или плотной эффузивной породы. Следовательно, здесь выделяются шлаковые псевдоагглютинаты и глыбовые псевдоагглютинаты.

 

 

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...