ВУЛКАНИТЫ

 

 

ЛАВОВЫЕ ПОТОКИ И ПОКРОВЫ. Глыбовые лавовые потоки. Излияния базальтовых жидких лав

 

 

 

Лавовые потоки — это плоские тела эффузивных пород, сформировавшиеся обычно в результате одной фазы извержения (одноактные), чаще имеющие вытянутую лентообразную форму и относительно небольшую мощность. Лавовые покровы — это лавовые образования двух типов: 1) моногенные, представляющие собой одноактные излияния, покрывающие большую площадь, обычно изометричной формы в плане и значительной мощности и 2) полигонные, состоящие из серии одноактных лавовых излияний, сформированных в лавовую толщу значительной мощности и относительно большой площади.

 

Разнообразие лавовых потоков определяется составом магмы и ее газопасыщеппостп, что обусловливает ту или иную ее вязкость, а также внешними условиями, в которые попадает расплав на поверхности: наземная, подводная, подледная среда, влажность почвы, крутизна склона, пересеченность рельефа и другие факторы. Наиболее распространенный классификационный признак — это характер поверхности лавовых потоков, поскольку в процессе становления лавовых потоков внутреннее строение их обычно бывает скрыто от наблюдения. В вулканических областях, где внутренняя часть потоков вскрыта и потоки перекрыты более молодыми отложениями, напротив, изучается главным образом внутреннее строение потоков.

 

Следует отметить, что поверхность лавовых потоков зависит от физического состояния потока в целом.

 

Первые классификации лавовых потоков строились на внешнем виде потока. К- Дютон [139] выделил лавовые потоки с волнистой поверхностью «пахоехое» и с глыбовой — «аа».

 

Условия образования поверхности лавовых потоков изучали многие ученые. В. Грин в 1887 г. полагал, что лавовые потоки пахоехое формируются при быстром растекании лав небольшого объема [40]. М. В. Мушкетов [98] отмечал, что глыбовая поверхность образуется при быстром затвердевании коры, сопровождающемся громадным выделением газов, и присуща кислым лавам, а волнистые лавы затвердевают медленно без значительного выделения газов. К такому же выводу пришел П. Меркаллн [160], изучая лавы Везувия. Однако Т. А. Джаггар в 1921 г. пришел к противоположному выводу [40]. Р. А. Дели объяснял образование волнистой поверхности пахоехое равномерным распределением газа в лаве, а глыбовую аа — неравномерным [40]. Г. С. Вашингтон полагал, что образование потоков аа происходит в лавах с меньшей температурой и большим количеством летучих, чем в пахоехое, что способствовало в последних продолжительному периоду движения и кристаллизации [180]. Соглашаясь с Г. С. Вашингтоном, Г. В. 'Гпррель отметил, что в лавах аа поры имеют большие размеры и неправильную форму в отличие от лав пахоехое с мелкими порами преимущественно шаровой (каплеобразной) формы. При этом застывание происходит с меньшей кристалличностью. А. С. Джонс, выделяя три типа лавовых потоков: пахоехое, аа и санторпнского в 1943 г. отметил, что ближе к истоку формируются лавы пахоехое, далее аа и еще дальше санторпнского типа [40].

 

В. К. Эмерсон отметил, что поверхность потоков пахоехое формируется в спокойных условиях, а лав аа — в движении [141]. С. И. Набоко пришла к выводу, что образование глыбовых лав происходит из-за неравномерного остывания п неодинаковой вязкости различных слоев потока [92]. Л. Рит- ман различные формы движения лавы связывает с вязкостью, температурой, содержанием газов п характером течения (быстрое равномерное и неравномерное, медленное равномерное и неравномерное, неравномерное до образования корки, неравномерное после образования корки) [112]. Все это создает различные типы волнистых и глыбовых лав. В процессе изучения лав Карымского вулкана Б. В. Иванов пришел к выводу, что фтор как катализатор ускоряет процесс обогащения лавы газами [48]. Во фронтальной части потока происходит вторичное вскипание, понижение вязкости, обособление отдельных «капель» лавы и образование наземных подушечных лав.

 

Г. А. Макдопальд во многих публикациях освещал механизм образования лавовых потоков различного типа [73]. В цитируемой работе он выделяет различные типы лавовых потоков: пахоехое, аа круппоглыбовые лавы, пиллоу-лавы (подушечные лавы), гиалоклаетпческне потоки. Г. А. Макдопальд опровергал мнение, что лавы аа более насыщены газами, чем пахоехое, н, наоборот, оп показал, что обычно лава пахоехое переходит в лаву аа, а не наоборот. В пахоехое газ выделяется пз расплава и расширяется при затвердевании потока, в то время как в лаве аа расширение газа прекращается. Кроме того, он доказывает, что переход лавы пахоехое в лаву аа обусловливается вязкостью магмы п механическими возбуждениями лавы, причем иногда фонтанирование лавы способствует непосредственному ее переходу в лаву аа. Надо полагать, что механические возбуждения лавы (лавопады, фонтанирование) вызывают потерю газов, что увеличивает охлаждение и вязкость ее и, следовательно, переход в лаву аа. Мной [87] предлагалось деление лавовых потоков по внутреннему строению на плотные (слабопористые), силыюпористые (пенистые), лавоппрокластические (игниспумитовые), подушечные (наземные и подводные) и по строению поверхности на волнистые (кишечные, канатные и др.), глыбовые обломочные типа аа и санторпнского типа с разновидностями. По внутреннему строению лавовые потоки рассматривались как генетические типы, а по строению и поверхности — как фациальпые изменения в пределах отдельных зон. Ю. В. Ванде-Кирков, изучая лавовые потоки Камчатки и главным образом Большого трещинного Толбачпкского извержения, предложил классификацию их, основанную на разнообразии форм поверхности ( 6).

 

Огромное разнообразие лавовых потоков позволяет положить в основу классификации: 1) вещественный состав — от лппаритовых до меймечитовых; 2) внутреннее строение: степень пористости — от плотных до пенистых, расчлененность на фрагменты (подушечные лавы); 3) формы поверхностей: волнистые разного типа, глыбовые с многообразием форм; 4) строение потоков в зависимости от формирования пз одной порции лавы или в результате многократного излияния отдельных наплывов лавы пли от обособления фрагментов (подушек); 5) морфологию лавовых потоков: нзомстрпчность, линейность, платообразность, мощность; 6) расположение и формы выходного отверстия — терминальное, латеральное, трещинное; 7) характер излияния лавового потока; 8) условия окружающей среды: подводные, подледные, наземные с разной влажностью субстрата и различным рельефом, что обусловливает строение потоков и их расчлененность (подушечную, глыбовую, столбчатую); 9) тип подводящего капала, способствующего поступлению лавы без примеси обломочного материала пли с примесью (кластолава). При учете всех перечисленных факторов классификация лавовых потоков была бы, вероятно, полной, но слишком громоздкой, не позволяющей увидеть главные особенности лавовых потоков. В предлагаемой классификации лавовых потоков взяты, на мой взгляд, главные особенности строения лавовых потоков, основанные на текстурных и структурных признаках лавовых потоков, которые, в свою очередь, должны отражать те условия, которые способствовали формированию лав.

 

КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ЛАВОВЫХ ПОТОКОВ И ПОКРОВОВ

 

Вещественный состав

Еще в то время, когда огромные площади развития нгнимбрптов ошибочно относились к лавам, считалось, что эффузивные породы основного состава резко преобладают над кислыми. Теперь установлено, что кислые лавы дают потоки длиной до 1--3 км п редко более, а поля основных лав покрывают неизмеримо большие территории, в особенности н областях проявления платформенного вулканизма, где они занимают сотни, тысячи и даже миллионы квадратных километров; таким образом, безусловно определена подчиненная роль кислых лав. Неудивительно, что некоторые свойства, которые присущи основным и кислым лавам, приписывались только основным, как, например, образование столбчатой отдельности. Вещественный состав является главным определяющим фактором многих характеристик лавовых потоков: размеры, пористость, тин поверхности, кристалличность и пр.

 

Особенности расположения и формы выходного отверстия

В современных вулканических областях Камчатки, Курильских островов и других регионов мира обычно образуется трещина в земной коре, вдоль которой в ряде очагов фонтанирует лава пли выбрасывается пирокластика. Затем область выхода расплава ограничивается одним или несколькими подводящими каналами, вокруг которых вырастает шлаковый пли реже лавовый конус. Иногда образуется цепочка шлаковых конусов, затем происходит излияние лавы. В одних случаях лава изливается через кратер (терминальное извержение) или прорывает конус где-либо в нижней его части, обычно вдоль трещины (латеральное или побочное извержение). Наиболее крупная трещина Лаки, образовавшаяся в историческое время (1783 г.), имела длину 24 км, на ней расположилось около 100 вулканических конусов. По периферии вулкана Ключевского в среднем через 7 лет образуются радиальные трещины, на которых вначале возникают шлаковые конусы, а затем обычно изливаются лавовые потоки. Наиболее длинная трещина —Юбилейных прорыв протяженностью около 5 км образовалась в 1945 г. Здесь сформировалось 5 шлаковых конусов, а пз нижнего вылился лавовый поток длиной 5,5 км. На Южном прорыве Большого трещинного Толбачикского извержения в 1976 г. в пределах трещины длиной 600 м образовалось более 30 лавовых фонтанов, а затем сформировался один конус.; из разных мест основания его изливались лавовые потоки, растаскивая блоки шлакового конуса. В результате излияния из различных бокк получалась сложная конфигурация покрова ( 39).

 

В процессе излияния потока из центрального жерла шлакового конуса под напором лавы шлаковый материал раздвигается, растаскивается и изливающийся затем поток не несет существенного количества шлакового материала. При прорыве лавы в основании шлакового конуса происходит более существенное растаскивание материала. В 1976 г. отмеченный выше шлаковый конус Южного прорыва в процессе пзлпяппя лавовых потоков потерял примерно половину своего объема пирокластпкн за счет растаскивания огромных глыб, вплоть до четверти объема в одну фазу извержения, и непрерывно ссыпающегося шлака со склона конуса па поверхность потока. При этом несмотря на малую вязкость лавы перемешивание шлака с лавой не наблюдалось, за исключением заворотов п погружения поверхностных корок потока. Таким образом, в зависимости от места выхода лавы в пределах конуса на поверхности потока нагромождается различное количество шлакового материала. Необходимо отметить, что многие прорывы лавы в пределах таких вулканов, как Ключевской. Этна, расчленяют конус вулкана в какой-либо его части, однако материал основной постройки обычно не растаскивается. Образование трещин лавы без сооружения конусов — явление редкое. В этом случае, надо полагать, растаскивание обломочного материала потоками исключается. Растаскиваемый шлаковый материал конуса на поверхности лавовых потоков иногда принимается за пирокласти- ческпй, что важно учитывать при палеовулканологических реконструкциях.

 

На Южном прорыве БТТИ в 1976 г. удалось выявить ряд особенностей формирования поверхности потоков. Растаскивание шлакового материала конуса на поверхности потока распределяется неравномерно; крупность материала различная; глыбы агглютппата п крупные бомбы значительно удалены от центра извержения. Таким образом, даже наличие фигурных бомб на поверхности лавового потока не всегда свидетельствует об автохтонном (тефра) происхождении шлакового материала.

 

Характер излияния лавового потока

 

По свидетельству Г. А. Макдональда [73] в более жидких лавах пахоехое струи расплавленной лавы располагаются внутри лавовых потоков и это приводит к образованию тоннелей, когда истекает лава. Такие тоннели во множестве можно наблюдать в пределах Тобачикского дола (Камчатка). В более вязких лавах аа лавовые реки текут по поверхности. По бортам лавовых рек обычно создаются бортовые валы, состоящие из обломочного материала. На Гавайских вулканах лавовые реки обычно состоят из двух-частей: верхней жидкой, с вязкостью пе более 1 • 104 пуаз и нижней более вязкой, которая течет медленее. Мощность верхнего слоя составляет от 10 до 50% мощности потока. Если в процессе извержения произойдет изменение состава лавы, то вследствие разной скорости течения потока состав верхней части будет отличаться от нижней. 13 конце извержения верхняя и часто нижняя части лавого потока вблизи очага истекают полностью, оставляя только обломочный лавоклаетптовый материал, который слагает борта потока п глыбовый материал, образовавшийся в верхней и нижней частях лавового потока. Некоторые лавовые потоки Северного прорыва БТТИ в 1975 г. образовали такого типа россыпи глыбового материала (см.  25, в). Их можно наблюдать па многих вулканах, и в частности, автор наблюдал нх па о. Парамушир (Курильские о-ва) в районе Серного Кольца. Диагностика отмеченных лавокластнтов и отличие пх от пирокластики имеет большое значение в процессе геологического картирования.

 

Внутреннее строение (пористость, расчлененность)

 

Как правило, лавовые потоки слабопорпстые. Поры располагаются обычно в верхней и нижней частях потоков. Жидкие потоки основного состава обычно обладают шаровыми порами, концентрирующимися в верхних и меньше в нижних частях потоков. В более вязких лавах они приобретают неправильную форму. Основные лавовые потоки мощностью 0,3—0,4 м могут обладать пузыристой текстурой е. объемной плотностью 1 г/см3, наблюдавшейся на неогеновых вулканах в Приморском крае на Сельском и в Хабаровском на Спндинском [80]. Наряду с пористостью в лавах основного состава образуются пузыри, отдушины и тоннели. Лавы кислого состава, как правило, плотные, по иногда в них происходит вспучивание с образованием литои.цны.х пемз. Весьма редкими можно считать пемзовые лавовые потоки Армении на месторождениях Фонтапском, Лусаванском, Гю- мушанском, Джарабекском и др. Объемная плотность пемз на этих месторождениях соответственно 1890, 1309, 1420 кг/м3. По сравнению с пиро- кластическимн пемзами литоидные пемзы плотнее, но для лавовых потоков пористость их можно считать уникальной. Широко известны замечательные пенистые лавы (туфолавы) дацитового состава вулкана Арагац (Армения). Наряду с высокой пористостью основной массы, лава переполнена захваченными пемзовидпыми обломками близкого состава. Плотность лав колеблется в пределах от 1200 до 1850 кг/м3. Аналогичные пенистые потоки описаны Е. Локарди и М. Миттемпергером [155] в центральной Италии близ кальдер Лаго-дп-Внко и Лаго-ди-Больсеио.

 

Наряду с типичными пенистыми лавовыми потоками часто отмечаются своеобразные лавовые потоки, занимающие промежуточное положение между пеппстымп лавовыми потоками и сильно раскаленными пнрокластическими потоками, представляющими собой пластичную лавовую суспензию в перегретом газе. Г. Панто [167] назвал пх игнпепумитамн. К сожалению, в природе процесс образования игнпепумнтов еще не наблюдался.

 

Своеобразие внутреннего строения лавовых потоков возникает вследствие различного типа расчлененности их в зависимости от внешних условий. В одних случаях образуется брекчнроваппе лав, в других — образование подушечных'фрагментов и в третьих — дробление лавы с гидротацпей, обусловливающей образование стекловатых обломков-гиалокластитов. На эти процессы оказывают влияние влажная почва, вода, если лава изливается в водоем и извергается под водой, и лед при подледных извержениях  .

 

К внутреннему строению также следует отнести зональность лавовых потоков, которая возникает в связи с различными типами трещиповатости, обусловливающими формирование глыбовых текстур в верхней и нижней частях потоков, образование столбчатой отдельности в средних частях потоков и возникновение зон пористости, полосчатости в связи с различным составом и степенью раскристаллнзацпн.

 

Размеры лавовых потоков и покровов

 

Наиболее короткие лавовые потоки, изливающиеся пз кратеров крупных и небольших вулканов, измеряются первыми десятками метров при ширине в несколько метров. Однако можно отметить общее правило: кислые вязкие расплавы дают короткие, по мощные лавовые потоки, в то время как основные — длинные, иногда широкие покровы при относительно небольшой мощности, в особенности по сравнению с площадными размерами. Кроме того, размеры лавовых потоков п покровов находятся в зависимости от типов вулканизма. Размеры лавовых потоков, связанных с океанским вулканизмом, изучены слабо, так как в океанах еще пет возможности изучать их детально, а в древних толщах они интенсивно дислоцированы н плохо обнажены. Вместе с тем, судя по обширным областям развития основных лав в современном океане и в древних толщах океанского вулканизма, они должны иметь огромные размеры. Однако установлено, что изливающиеся лавовые потоки па дне океана быстро охлаждаются, брекчнруются и нагромождаются вблизи кратеров, образуя лавовые вулканы. С раннегеосин- клинальным вулканизмом связаны значительные размеры лавовых потоков, в особенности подушечные. Лавы орогепного вулканизма детально изучаются в современных и молодых вулканических областях. Например, длина лавовых потоков побочных прорывов Ключевского вулкана от 0,25 до 12 км, ширина от 100 м до 1,5 км, мощность 10—15 м. Андезитовые лавовые потоки, или точнее покровы позднемиоценового возраста Закарпатья, имеют мощность до 100 м (гора Синяк, с. Камянпца) [81]. Они более широкие (3—5 км и более), чем базальтовые. По длине прослежены на 10 км п более. Пенистые лавовые потоки вулкана Арагац (Армения), образующие покров из 25 потоков, имеют мощность 5—20 м, длину 10—12 км п максимальную ширпиу 2 км [131]. Многочисленные лппарнтовые лавовые потоки Армении имеют длину от 1 до 8 км, чаще 3—5 км [51]; мощность от 10 до 200 м, средняя мощность чаще 50—75 м. Форма их в плане пзометричная. Форма потоков (основного состава) посторогеппого вулканизма часто зависит от рельефа. На ровной поверхности они образуют базальтовые плато, а потоки отдельных центров извержения па пересеченной местности выполняют формы рельефа. Так, например, лавовые потоки андезнто-базальта Гегамского нагорья имеют длину более 10 км при мощности 10 — 15 м. Лавовые покровы платформенного вулканизма, отличаются большими размерами. В бассейне р. Колумбии (США) лавовые потоки достигают в длину 80 км, при средней мощности 10 м и максимальной 50 м. Па Сибирской платформе лавовые потоки прослеживаются па десятки километров. Мощность их колеблется от 1 до 20 м, а в раздувах до 40—60 м. На Волыни средняя мощность потоков 12- -25 м, а максимальная 55 м.

 

Базальтовые потоки плато Декапа в Индии имеют мощность от нескольких до 40 м. Вулканы Исландии и о. Гаваи, так же как платформенные базальты, образуют широкие покровы. Трещина Лаки (Исландия) в 1783 г. дала поток длиной 80 км и шириной до 25 км при средней мощности 35 м, а в речной долине 150 м п более. Там же известны более обширные покровы. Если площадь покрова Лаки равна 370 км2 (по другим данным 550 км2), то в 1784 г. образовался покров к северу от Лаки площадью 565 км2, а покров Элдгья 950 г. - - 693 км3. Доисторический покров Большой Тьерсау имеет 125 км в длину, мощность 18 м и площадь 712 км2 [149]. На о. Гаваи лавовые потоки имеют мощность в среднем 4,5 м, а длину более 55 км. В декабре 1959 г. лавовый поток типа пахоехое выполнил углубление 90 м. Размеры лавовых потоков сочетаются с их формой, иногда эти два условия обусловливаются рельефом, а не вязкостью лавы. На ровной поверхности лавовые потоки растекаются, в то время как в долинах или ущельях они имеют лентообразную форму. При этом обусловливается их сечение и форма подошвы — U-образпую или V-образпую. На крупных склонах вулканов лавовые потоки среднего состава дают дельтообразную форму, например излияния потока на вулкане Карымского ( 40). Из большого разнообразия размеров лавовых потоков можно, однако, заключить следующее: вязкие лавы кислого состава дают широкие, иногда изометрические потоки длиной в несколько километров и мощностью 100 м и более. Лавовые потоки среднего состава с пониженной вязкостью (пенистые) дают потоки длиной до 10—12 км, шириной до 2 км и мощностью 5—20 м, в то время как вязкие лавовые потоки имеют мощность 20—100 м при такой же или меньшей длине и ширине. Относительно вязкие лавовые потоки основного состава дают потоки длиной 5—10 км при ширине в среднем до 2 км нрн мощности о -- 20 м, а жидкие потоки того же состава или более основные дают обширные лавовые потоки и покровы площадью до 1000 км2 и более при мощности 5—20 м. 1\ наиболее протяженным лавовым потокам следует отнести Дебедачайскнй базальтовый лавовый поток позднеплпоцепового возраста в Армении длиной 120 км и фополптовый поздпемпоцеиовыи поток Ятта в Кении длиной около 250 км. Наряду с огромными потоками изливаются и небольшие мощностью до 1 м и площадью в несколько гектаров пли километров.

 

Поверхность лавовых потоков

Она настолько своеобразна, что в областях активного вулканизма, где не всегда видно внутреннее строение лавовых потоков, является главным критерием для классификаций. Многообразие разновидностей поверхностей лавовых потоков сводится к двум типам: глыбовая и волнистая. В свою очередь глыбовые поверхности лав разделяются па грубоглыбовые — санто- ринского типа, мелкоглыбовые (обломочные, шлаковые, лавы аа) и плоско- глыбовые-топкоплитчатые и крупноглыбовые (толстоплитчатые). Волнистые лавы или лавы пахоехое в зависимости размеров и структуры волн разделяются на кишечные, канатные с множеством присущих их форм: шаров, караваев, баллонов, валов вздутия и коробления ( 41 а, б, в, г).

 

Условия окружающей среды

Условия среды настолько сильно влияют па строение лавовых потоков, что могут служить основой для генетической классификации лавовых потоков. Подводные и подледные излияния обусловливают образование подушечных лав, лавокластитов, лавобрекчпй и гиалокластитов. Излияние лав в водный бассейн также иногда способствует образованию подушечных лав и гиакластнтов, но обычно формируются лавокластиты и лавобрек- чии, так же как и при излиянии на влажную поверхность. Причем, если почва сильно газопасыщена, образуются брекчии, а если слабо н лавовые потоки вязкие, то возникают вертикальные, чаще трубообразные полости. Наклонный рельеф при излиянии жидких лав и средних вязкостей, способствует полному истечению расплава и на местности остается только глыбовый материал. Слабый наклон рельефа при излиянии жидких потоков, обусловливает образование тоннелей. О влиянии пересеченного рельефа было сказано выше.

 

Отмеченные выше особенности лавовых потоков привели к различным подходам при систематике их. Большинство исследователей разделяют лавовые потоки в зависимости от их поверхности, выделяя волнистые лавы (пахоехое), мелкоглыбовые (аа) и круиноглыбовые (сапторинского типа). Такое деление весьма удобно и позволяет в областях активного и молодого вулканизма довольно легко диагностировать потоки и в значительной мере отражает физическое состояние лавы во время ее излияния. Лавы пахоехое обычно жидкие, аа — более вязкие, а санторннские лавовые потоки обладают значительной вязкостью. В свою очередь это также отражает внутреннее строение лавовых потоков. В жидких лавах обычно образуются тоннели, полости, пузыри; в более вязких базальтовых лавах отмечаются только пузыри. Вместе с тем классификация лавовых потоков, основанная на поверхностных признаках, не может быть универсальной, поскольку в древних вулканических областях ее не всегда удается наблюдать; кроме того, в пределах одного лавового потока она меняется. Многими исследователями отмечалось, что по мере остывания лавового потока и потерь газов во время излияния формируются поверхности лавовых потоков различного типа. Это обусловливается и изменением скоростей движения между верхней застывшей частью потока (и его мощностью) и средней жидкой частью. Здесь даже устанавливается определенная закономерность.

 

У истоков и осевой части потока образуется волнистая лава с увеличением амплитуды волн по мере удаления от очага извержения. Затем образуется тонкоплитчатая лава (торосовая) и мелкоглыбовая (аа); по мере увеличения толщины корки формируется плоскоглыбовая и блоковая, а по периферии — глыбовая, вплоть до лав санторинского типа. По бортам лавовых потоков нагромождаются валы обломочного материала. Наряду с этим отдельные порции расплава перекрывают и раздвигают лавовые потоки, нарушая отмеченную закономерность. Все это усложняет систематику лавовых потоков, если основываться только по одной их поверхности. Наряду с этим даются деления лавовых потоков и по их внутреннему строению: пенистые, подушечные, гиалокластитовые.

 

Некоторые классификации построены на факторах, которые относятся к процессу излияния лавовых потоков, но они влияют па морфологические особенности лавовых потоков: вязкость, форма рельефа, физическое состояние субстрата (влажность) и др. Вместе с тем при изучении застывших лавовых потоков и особенно в древних толщах исследователь не может замерить вязкость, не знает, какой был рельеф и субстрат во время излияния лавового потока, однако, изучая текстурные и структурные особенности, он может судить о закономерностях формирования лавовых потоков. Следовательно, исследователя может удовлетворить классификация лавовых потоков, построенная на особенностях, отраженных в текстурах, структурах и других особенностях лав, т. е. тех, но которым можно судить о процессе становления лавовых потоков. Поэтому в основу классификации лавовых потоков мной положены особенности их внутреннего строения. При этом формы поверхностей лавовых потоков используются как дополнительный фактор. На этом основании можно выделить несколько типов лавовых потоков: 1) плотные и слабопористые, 2) пенистые, 3) игниспумито- вые, 4) расчлененные.

 

В пределах этих типов выделяются потоки в зависимости от однородности, зональности, наличия примесей обломков пород, брекчирования и пр.

Ниже дается общая схема классификации.

 

КЛАССИФИКАЦИЯ ЛАВОВЫХ ПОТОКОВ

I. Плотные и с л а б о п о р и с т ы е.

1.         Однородные.

Монолитные:

а)         массивные;

б)        трещиноватые, обладающие отдельностью: блоковой, глыбовой, кубической параллелепипедной, плитообразнон, плитчатой, призматической, столбчатой.

Слабопорпстые (порпстые):

а)         пористость, обусловленная газонасыщенностью лавы;

б)        пористость, образованная разрывами лавы в процессе ее излияния.

2.         Зональные  .

Полосчатые:

а)         полосчатость, обусловленная неоднородностью состава;

б)        полосчатость, выраженная окраской.

Флюидальные:

а)         с зональной пористостью;

б)        с брекчированной зональностью;

в)         со сложной зональностью.

II. Пенисты е.

1.         Однородные.

2.         Зональные — поверхность волнистая, мелкоглыбовая.

3) Кластолавовые.

III.       И г н и с п у м и т о в ы е.

IV.       Расчлененные.

1. Лавокластитовые.

Крутых склонов.

Болотистых почв.

Субакв альные:

а)         океанические;

б)        прибрежных зон.

2.         Подушечные.

3.         Гиалокластнтовые.

 

Как видно пз приведенной классификации, основное разделение лавовых потоков проведено по текстурным и структурным признакам, но вместе с тем более дробное деление дано по фацнальному признаку для тех случаев, когда это можно определить.

Ниже дается краткая характеристика выделенных типов лавовых потоков.

 

Плотные и слабопористые лавовые потоки

 

Эти лавовые потоки пользуются широким распространением и отличаются большим разнообразием. Среди них выделены однородные и зональные. В свою очередь однородные могут быть монолитные и слабопористые. Следует отметить, что однородные лавовые потоки в природе менее распространены, чем зональные, которые в свою очередь делятся на полосчатые, флюидальные и с зональностью, охватывающей части потока такие, как брекчирование или пористость.

 

Зональные лавовые потоки могут разделяться и по типам поверхности: волнистой, мелкоглыбовой, средпеглыбовой или крупноглыбовой.

 

Однородные лавовые потоки

 

Монолитные лавовые потоки. Эти потоки наиболее распространены в платформенных и посторогенных областях. Формирование их определяется излиянием больших количеств жидких лав па относительно ровную поверхность. Они хорошо изучены в Советском Союзе — па Сибирской платформе и Волыни, а за рубежом, пожалуй, во всех платформенных областях: США, Индии, Южной Африке, Южной Америке и др.

 

В пределах стратовулкапов и подводных извержений монолитные однородные лавовые потоки отсутствуют и поскольку они приурочены преимущественно к платформам и посторогенным областям, надо полагать, они связаны с трещинными пзлияпнями или щитовидными вулканами. При этом жидкая лава разливается на большие площади, образуя обширные покровы мощностью обычно от 5 до 50 м.

 

Наиболее распространенная мощность 5—10 м. Нижние лавовые потоки покровов нивелируют рельеф и последующие ложатся на слабонаклопную поверхность, что хорошо можно наблюдать к северу от Владивостока в долине р. Раздольной. На Сибирской платформе лавовые потоки и покровы, нагромождаясь один на другой, создают толщи мощностью .300—400 м, иногда достигая 1500—2000 м. Общая площадь лав вместе с горизонтами' вулканокласгикп 1,5 млн. км2.

 

В пределах Польшо-Подольского региона докембрийские платформенные вулканиты занимают площадь около 300 000 км2. Лавовые потоки по данным бурения имеют мощность от 7,9 до 56 м, при преобладании мощности 12—25 м. Траппы Декана (Индия) занимают площадь 600 000 км2. Примерно такая же площадь траппов Колумбии (США). В Южной Африке траипь: прежде занимали в три раза большую площадь.

Однородные монолитные лавовые потоки обладают незначительной пористостью, но в них могут образоваться отдельные пузыри пли полости.

 

Видимо, спокойное остывание лавовых потоков приводит к таким типам трещиповатости, которые рассекают лаву более пли менее плоскими: трещинами. К ним относятся три типа трещиповатости, создающие соответствующие типы отдельности.

 

С л а б о п о р п с т ы е лавовые потоки. К слабопористым потокам, в отличие от пенистых, относятся такие, в которых поры составляют 20—30%. снижая объемную плотность породы до 1800—2200 кг/м3, т. е. это обычная пористость лав. В маломощных потоках газовые поры располагаются более или менее равномерно, в более мощных потоках некоторое увеличение пористости фиксируется в верхних и нижних частях, но когда наблюдается резкое изменение пористости по разрезу (переслаивание), потоки относятся к типу зональных. В мощных потоках обычно развивается зональность. Форма пор шаровая, эллипсоидальная, трубчатая или неправильная. Поры могут иметь близкие размеры или отличаться разнообразием размеров и форм. Слабопористые лавовые потоки с газовыми порами свойственны основным лавам. Они также распространены преимущественно в платформенных н посторогениы.х областях, но встречаются п в орогенпых. Иногда поры в лавовых потоках заполнены минеральными образованиями, кальцитом, циолитами и реже водными алюмосиликатами, как, например, на вулкане Синдинском," севернее г. Хабаровска [80].

 

Поры обычно заполняются в результате автометаморфического процесса, практически сразу после извержения. Если поры заполнены новообразованиями частично, они могут фиксировать последующие наклоны лавовых потоков, вызванные тектоническими процессами.

 

Наряду с образованием газовых пор в однородных лавовых потоках возникают поры, обусловленные разрывами лавы. Они обычно свойственны лавам среднего или кислого состава. При кажущейся однородности лавовых потоков в вязких лавах движение происходит неравномерно: одни слои, более жидкие, движутся быстрее, а более вязкие — медленнее. Это приводит к разрывам в более вязких прослоях. По шрамам движения прослоев можно определить направление движения потоков.

 

Зональные лавовые потоки

Это наиболее распространенные лавовые потоки. Они фюрмнруются при различных типах извержения в разных геоструктурных обстановка:-:. При этом возникает зональность различного типа, обусловленная полосчатостью, флюидальностью, пористостью и брекчированностыо.

 

Полосчатые лавовые потоки. Неоднородность состава этих потоков может быть выражена разным химическим составом и степенью раскристаллпзацин. Такого типа неоднородности чаще распространены в лавах среднего и кислого состава. О них упоминалось при описании текстур Они встречались в лавах вулканов Шпвелуч, Большая Зимина. Ича, в Карпатах и во многих других пунктах.

 

Образование полосчатых лав разного состава естественнее объяснить наличием в очаге расплава различной кислотности. В процессе движения участки расплава, вытягиваясь, утончаются п создают полосчатость. Иногда различный состав определяется только валентностью железа. Такого типа породы наблюдались мной в Закарпатье в ряде пунктов к северу от г. Му- качево и к западу от г. Хуста, где липариты н андезиты обладают полосчатостью, обусловленной розовой окраской полос (толщиной 2—3 мм> вследствие разложения железосодержащих минералов с образованием окпе- иого железа. Следует отметить, что розовые полосы более пористые, чех; серые, видимо, газонасыщенность способствовала окислительным процессам. Пористые или трещиноватые полосы могут также менять состав вследствие аргиллитнзации, приобретая в этом случае вдоль трещин белый цвет (см.  5).

 

Полосчатые лавовые потоки среднего или кислого состава в нижней и верхней частях могут иметь брекчнрованное строение п повышенную пористость и тем самым обладать более сложным зональным строением.

 

Наряду с изменением химического состава в лавах очень часто полосчатость выражена различным минеральным составом. Ярким примером может служить поток щелочного дацита у с. Кнпчаг (Армения), в котором один полосы толщиной 2—4 см сложены стеклом и потому имеют черный цвет, а полосы фиолетово-пепельного цвета полностью закристаллизованы в агрегат мелких кристаллов; мелкокристаллический полевой шпат, крпсто- баллит иногда вместе с тридпмитом п пироксеном [105].

 

Изменение степени кристаллизации в липаритах наблюдалось мной на Камчатке (пос. Начикп), в Закарпатье у г. Хуста, в Приморском крае (нос. Богополье) и в других регионах, где одни полосы толщиной 2—4 мм сложены обсидианом, а другие — фельзнтом или перлитом и фельзитом, что придаст породе отчетливую полосчатость.

Изменение степени кристаллизации или состава обычно влечет за собой изменение окраски. Окисление железа окрашивает полосы в красный, розовый цвет, аргиллитизация — в белый, раскристаллизация обычно в серый или желтовато-еерый цвет.

 

Ф л ю и д а л ь и ы е лавовые поток и. Они особенно типичны для кислых лав, в андезитах флюидалыюеть выражена слабо, а в основных она макроскопически почти неразличима.

Флюидалыюеть определяется субпараллельным расположением кристаллов п подчеркивается струйчатым течением лавы в потоках.

 

Кристаллы вытянутой или пластинчатой формы в лавовых потоках ориентируются субпараллельно движению расплава. В особенности это хорошо выражается столбчатыми или игольчатыми микролитами плагиоклаза, роговой обманки и чешуйками биотита. В основных лавах кристаллы и микролиты распределяются в породе более или менее равномерно, вероятно, в силу малой вязкости лавы, поэтому флюидалыюеть здесь обнаруживается только под микроскопом. В кислых лавах кристаллизация обычно происходит неравномерно. Одни прослои толщиной от 2—4 мм до 2—3 см более раскрпсталлпзованы, а другие менее. В кислых лавах можно наблюдать частичное флюпдалыгое расположение кристаллов. Например, в дацитовых лавах Арагаца (Армения) отмечалось, что темноцветовые минералы, как ранее выделившиеся, ориентированы в соответствии с флюидальностью, в то время как анартоклаз и кристобалнт не ориентированы, что часто сопровождается тонкой пористостью или трещиноватостью отдельных прослоев, в которых наблюдается более сильная кристаллизация. Это в свою очередь ведет к изменению цвета прослоев п хорошо подчеркивает флюидальность. Таким образом, под микроскопом флюидальная структура лавы различается по ориентировке минералов, а макроскопически — по разной стенепп кристалличности породы и по цвету полос. Движение в лавовых потоках па отдельных участках ламинарное, на других — турбулентное. Это хорошо можно наблюдать в кислых лавах. Флюидалыюеть лав имеет большое значение в процессе картирования для определения форм лавовых тел п направления движения потоков, указывающих на центры извержения. При этом надо учитывать, что отдельные завихрения в лавовых потоках могут ввести в заб лужденпс. Необходимо определять только общее направление, что при микрос.труктурпом методе приводит к ошибкам. Однако следует отметить, что наряду с флюидальностью, которую иногда в основных породах трудно определить, одновременно образуются третциповатость и зоны пористости, совпадающие с флюидальностью и позволяющие, так же как и по флюи- далыюстп, определять морфологию лавовых тел.

 

Порист ы е л а в о в ы е поток и. Пористость в лавовых потоках очень часто располагаются неравномерно, приурочиваясь к определенным зонам. В лавовых потоках основного состава максимальное количество пор приурочивается к верхней и нижней частям потоков, в то время как п средней части лавовый поток сложен монолитной породой. Эти потоки пользуются широким распространением.

 

Потоки побочных кратеров Ключевского вулкана при мощности 10—15 м часто состоят из нескольких порций лав (Билюкая, Апахончича, Кржижановского п др), что создает в разрезе более сложное строение. В Приморском крае в районе вулкана Барановского обнажается серия андезито-ба- зальтовых потоков средней мощностью около 5 м [80]. Их поверхности обладают слабоволнистым строением без глыбового покрова, что не затушевывает внутреннее строение. Обычно верхняя часть потоков примерно па 'U мощности сложена пористым андезито-базальтом, а нижняя часть на '/s- Средняя часть плотная или содержит отдельные поры. Такое расположение пористости обусловливает зональное строение. В кислых лавовых потоках, отходящих от куполов в районе г. Бёрегово (Закарпатье), пористость располагается полосами толщиной 5—10 см, переслаиваясь с плотным липаритом мощностью 15—50 см [81]. В лавовых потоках дацитового состава Алагеза (Армения) зоны пористости переслаиваются с плотными зонами мощностью 2—4 см. Причем в нижней части мощность плотных полос больше, чем пористых, а в верхней — наоборот [105].

 

Зональная пористость образуется вследствие вспучивания лавы как в отдельных прослоях, так и в пределах мощных зон. Пенистые лавовые потоки, описанные ниже, обладают зонами пористой лавы, переслаивающимися с плотной и брекчированной лавой.

 

В вязких лавах среднего и кислого состава возникают поры растяжения, б которых упоминалось при описании полосчатых текстур. Кроме приведенных примеров, можно отметить наличие трещин растяжения в липаритах Армении, где прослои лавы с трещинами растяжения сочетаются с прослоями более жидких лав, в которых на контактах образуется волнистость лавы—морщинистость [51]. Сочетание форм трещин в плане создает сложные рисунки.

 

Брекчированные лавовые потоки. Эти потоки широко распространены в лавовых потоках любого состава. Наиболее разнообразны и детально изучены брекчированные зоны потоков в современных вулкаииче- ких областях [72, 73, 87, 108, 112]. Глыбовый материал в современных лавовых потоках основного состава образуется в жидких п вязких лавовых потоках. Жидкие лавовые потоки кроме волнистых поверхностей дают мелкоглыбовые (аа), плоскоглыбовые. Такого типа лавовые потоки изучались в 1976 г. во время извержения лав на БТТИ. Вязкие лавовые потоки многих побочных кратеров Ключевского вулкана, Плоского Толбачика (1975 г.) и Алаида (1972 г.) дали среднеглыбовый обломочный материал, а андезито- дацитовые лавы Карымского вулкана извержения 1962, 1976 и 1979 гг. дали крупноглыбовый материал санторипского типа (см.  25).

 

Лавовые потоки, дающие среднеглыбовый материал размерами от 0,1 до 1,5 м и более, при преобладающем 0,2—0,5 м, по крупности занимает промежуточное положение между глыбовыми лавовыми потоками а а и санторипского типа, что позволяет для удобства называть их глыбовыми потоками Ключевского типа (см.  41, б).

Изучение лавовых потоков побочных кратеров Ключевского вулкана показало, что мощность глыбового материала верхней части потоков составляет 0,8—1,5 м, а нижней 0,3—0,7 м.

 

В простых потоках глыбовый материал располагается только в верхних и нижних частях, а в сложных (Биллокай, Заварицкий, Апахончич и др.) лавовые потоки формировались из нескольких порций (от 2 до 6 п более), налегающих одна на другую. Новые порции не только перекрывают предыдущие, но и прокладывают русло в более ранних потоках, наращивая их в длину и ширину. Таким образом, в результате неоднократного перекрытия отдельных порций лавового потока в разрезе получается зональное строение, где монолитная лава переслаивается с глыбовой. Аналогичные лавовые потоки наблюдались нами во время извержения Олимпийского прорыва вулкана Алаид в 1972 г. и ранее там же, например в 1934 г. прг. извержении Такетоми.

 

Двенадцать лавовых потоков вулкана Карымского апдезито-дацитового состава за период с 1962 по 1976 г. обладали преимущественно глыбовой поверхностью. По крупности глыб они относились к лавам санторинского типа, размеры глыб достигали 3—6 м в поперечнике. Мощность потоков составляла 25—30 м, а глыбовый материал примерно '/з- Здесь же наблюдались излияния лавовых потоков размерами глыб, не превышающих 1—1,5, которые можно отнести к глыбовым лавам Ключевского типа и гавайским аа. Мощность потоков их составляет 4—6 м.

 

Излияния базальтовых жидких лав БТТИ в 1975—1976 гг. дали лавовые потоки с различной поверхностью, в том числе и мелкоглыбовые лавы аа. На отдельных участках размеры глыб составляли 0,1—0,2 м. Мощность мелкоглыбового материала невелика, обычно 0,5—1 м. По мере увеличения размеров глыб увеличивается мощность глыбового покрова.

 

Глыбовый покров лавовых потоков неоднородный. Он состоит из трех слоев. Вначале в теле монолитной лавы появляются отдельные трещины, выше они сгущаются и происходит отделение глыб, по они еще сцементированы той же лавой. Таким образом формируется слой брекчиевой лавы (лавобрек- чии). Выше глыбы, отделяясь, перемещаются и шелушат (дробят) свою пористую поверхность, которая выполняет промежутки между глыбами. В нижней части этого слоя происходит расплавление мелкообломочного материала с одновременным окислением и образуются еще два слоя, нижний, в котором 40—60% глыб лавы сцементированы вторичной пористой лавой, окрашенной в красный или бурый цвет—это кластолавовый слой, и верхний слой рыхлого лавокластпта, который впоследствии может цементироваться гидрохимически.

 

Глыбовый материал лавовых потоков имеет различную форму: угловатую, острореберную, иногда клиновидную, или округлую, а в жидких лавовых потоках, в процессе движения их, образуется твердая или полуиластич- ная корка толщиной 5—10 см, которая в результате разной скорости движения лавы, подобно льду на реке, взламывает корку и нагромождает ее в виде плит диаметром 0,5—1 м.

 

Иногда тонкие плиты диаметром 0,5—1 м изгибаются, приобретая скор- луповатую форму. В волнистых лавах образуются пузыри, которые, отделяясь, нагромождаются па поверхности лавовых потоков наряду с тонкоплитчатой глыбой поверхностью. В районе вулкана Плоского Толбачика наблюдалось образование плит поперечником до 10—15 м и толщиной до 2 м ( 42, а). Поверхность их гладкая, волнистая или веревочная, по бугристая. Бугры иногда достигают 1 м. Плиты наклонены под разными углами, иногда поставлены вертикально. Наклонные лавовые потоки развиты там же, часто они имеют волнистую поверхность—канатные образования, кишечные, волнистые. На поверхности лавовых потоков образуются вторичные тела в виде шаров, подушек, улиток, баллонов, небольших лавовых ручейков (см.  42, а). Образование этих форм можно было наблюдать на Южном прорыве БТИИ в 1976 г. На прорыве Пийпа извержения 1966 г. при движении лавовой реки в русле более ранних порций лавы наблюдалось окатывание глыб вплоть до шаров размерами 0,1—0,3 м.

 

Обломочный материал обычно сложен слабопористой лавой. Иногда пористость возрастает и образуется шлак. Поверхность глыб рваная, но на сколах их встречаются обособления с гладкой поверхностью. Поверхность глыбовых лавовых потоков побочных прорывов Ключевского вулкана и многих аналогичных им имеет пологие валы высоток до !.о м и более, расиоложеппые гю боргам потоков и вытянутые в сторону течения потока. Иногда такие валы возникают в средней части потока, образованные новыми порциями лавы (реками), расширяющие основное тело потока. Новые порции лавовых потоков, если они короче предыдущих, на поверхности образуют тер- расовндныс уступы.

 

Л а в о в ы е потоки со с л о ж и о и з о и а л ь и о с т ь ю. В природе наиболее распространены лавовые потоки со сложной зональностью. Лавовые потоки, обладая глыбовым строением в верхней и нижней частях, имеют зоны различного типа. В лавах основного состава наиболее распространены потоки, в которых верхняя и нижняя части глыбовые, а средняя часть обладает зонами пористого п плотного базальта. В лавах среднего состава наряду с глыбовыми зонами образуются зоны пористости, полосчатости и флюидалышети. Иногда появляются кластолавовые и пенистые зоны. Последние часто отмечаются в кислых потоках. Можно привести множество примеров сложной зональности из любой вулканической области. Зональность в потоках иногда возникает вследствие движения потока во время образования столбчатой отдельности, как это можно наблюдать в Южной части хребта Калимаи-Хар- гита (Румыния) (см.  42, б), или брекчнрования лавы в базальтовом потоке вследствие особенности образования столбчатой отдельности (см.  42, в). В жидких лавовых потоках образуются тоннели, а пх поверхности образуют зональность. В верхней части тоннелей часто можно наблюдать ста- лактитообразные потеки лавы (см.  42, г).

 

На Камчатке и Курильских островах развиты преимущественно глыбовые лавовые потоки. В районе Плоского Толбачика встречаются волнистые лавовые потоки, а на Карымском — наземные подушечные лавы; глыбовые лавовые потоки, изучавшиеся в последние 45 лет, известны на побочных извержениях Ключевского, Карымского, Толбачикского и Авачииского вулканов. Для лавовых потоков побочных прорывов Ключевского вулкана средняя мощность лавовых потоков 10—15 м, длина от 250 м до 12" км, средняя длина 5—7 км, а средняя ширина 250—1500 м. В 10 из 14 прорывов лава изливалась отдельными порциями, отделенными промежутками времени, что усложняло пх строение вследствие перекрытия более поздними порциями лавы. Примером формирования сложного покрова могут служить лавовые потоки Северного прорыва Большого трещинного Толбачикского извержения (1975 г.). Лавовые потоки выходили из трещины длиной 2,5 км. Общее количество лавовых потоков Северного прорыва — 15, их длина от нескольких десятков метров до 5—6 км. Ширина их на отдельных участках достигала 1,25 км. Многие потоки перекрывались последующим. Серия потоков образовала покров, вытянутой по склону формы длиной около 6 км и шириной почти 3 км ( 43).

 

Образование волнистых лав изучалось на Южном прорыве Большого тре- щнного Толбачикского извержения 1975—1976 гг. 18 сентября 1975 г. в 10 км к западу от Северного прорыва образовалась трещина длиной около 600 м, на которой возникло более 30 лавовых фонтанов. Впоследствии оформился один канал, вокруг которого вырос шлаковый конус высотой около 150 м. Лавовые потоки формировались из бокк, прорывавшихся в различных частях основания конуса. Здесь также сформировался сложный лавовый покров ().

 

 

К содержанию книги: ВУЛКАНИТЫ. Вулканические горные породы

 

 Смотрите также:

 

Строительные материалы и изделия

Лиственные породы – дуб, бук, берёза, ясень, осина. 3.6. лесоматериалы и изделия из древесины. Брёвна, доска, брус.
Магматические породы. Гранит. Сиениты и диориты. Вулканические туфы.

 

ПЕРЛИТ, перлитовые месторождения

Однако этим свойством обладают и некоторые стекловидные породы, лишенные перлитовой структуры, особенно продукты изменения риолита или
С 1928 г. известно, что отдельные типы вулканических стекол, особенно перлит, при быстром нагревании вспучиваются, но только в...

 

Природные минеральные добавки. Природными минеральными...

Если вулканический пепел сохраняет при этом землисто-рыхлое строение, то его часто называют пуццолаиой, если же он в результате вторичных процессов превращается в пористую камневидную породу, — то вулканическим туфом.