ВУЛКАНИТЫ

КЛАСТОЛАВА. Кластолавы кратеров

При описании лавовых потоков, куполов кратко рассматривалось образование кластолав. Однако, несмотря на то что этот термин широко применяется более 20 лет, до сих пор возникают затруднения в отнесении тех или иных пород к кластолавам. Поэтому целесообразно здесь дать их систематику.

По условиям образования можно выделить девять типов кластолав, которые объединяются в пять групп ( 11).

Ниже приводится характеристика различных генетических типов кластолав, изученных в различных вулканических областях Советского Союза.

Кластолавы кратеров вулканов

В этой группе выделено два генетических типа. Первый тип—кластолавы, образованные в приповерхностной части кратерпого лавового озера.

Во время извержения Олимпийского прорыва па вулкане Алаид в 1972 г. в малом верхнем кратере наблюдалось фонтанирование лавы с одновременным выбросом пирокластики из соседнего кратера и падение в кратер полузастывших кусков лавы. После прекращения эруптивной деятельности нами наблюдались на поверхности застывшей лавы вплавленные обломки шлака и бомб, т. с. образование кластолавы.

К этому типу кластолав относятся также образования па Святогорском вулкане (в 100 км юго-восточнее г. Хабаровска) в с. Святогорье, где расположен шлаковый конус с пекком в кратере. Верхняя часть некка (10 м) сложена кластолавой, состоящей из пористых бомб и обломков шлака базальтового состава. Бомбы размером до 10 см в диаметре сцементированы топко- пористым базальтом серого цвета. В этой части пекка обломочный шлаковый материал составляет около 80%. Обломки с поверхности окислены и оплавлены. По мере углубления количество шлакового материала и крупность обломков уменьшаются. Возможно, что уменьшение размеров обломков вызвано более сильным оплавлением их. Уменьшение количества обломков в лаве с глубиной и ярко выраженное оплавление их заставляют предполагать, что образование подобных пород происходит в кратерных лавовых озерах в результате попадания обломков в пенистую расплавленную лаву в условиях фонтанирования и конвекции, столь характерной для лавовых озер. Близкие к описанным условиям извержения наблюдались в лавовом озере вулкана Нирогонго в республике Заир к северо-востоку от оз. Киву [173].

Второй тип — это образование кластолав при внедрении в несцементированный материал шлакового конуса. Лавы, подходя к поверхности, оказывают воздействие на вмещающие породы. В плотных породах образуются корки закалки и происходит незначительный захват обломочного материала лавой. При внедрении лавы в нелитифицированные шлаки вулканической постройки захватывается большое количество вмещающего материала. К породам такого генезиса отнесены образования Барановского вулкана, расположенного в 100 км к северу от г. Владивостока. На контакте внедрившейся лавы и шлакового материала образовалась зона своеобразных пород — кластолав, в которых обломки шлакового материала сцементированы лавой ([88], см.  3). В наибольшем удалении от лавы шлак сцементирован лавовой пленкой до 1 см толщиной. При этом шлаковый материал слабооплавлен. По мерс приближения к контакту количество обломочного материала и размеры обломков уменьшаются и они более оплавлены. Уменьшение размеров обломков, вероятно, связано с их оплавлением. Лава, надо полагать, внедрялась в рыхлый шлаковый материал, так как в ней отсутствуют сцементированные туфы. Наибольшая мощность кластолав до 30 м, в участках вертикального контакта она равна I м, а в тех местах, где лава перекрывает шлаковый материал, составляет всего 10—20 см [80].

Близкая к описанной кластолава наблюдалась в прикратерпой части вулкана Авача, где на кромке кратера базальтовая лава внедрялась в подстилающий глыбовый материал и цементировала его ( 58, а).

Кластолавы потоков

Третий тип — образование кластолав в поверхностных и блпзповерхно- стных условиях. К этой группе пород относятся известные туфолавы Арагац в Армении. Они представляют собой пористые дацитовые лавы, переполнен- пые обломочным материалом близкого состава, количество которого доходит до 30%. Обломки лавы пористые, слегка оплавлены, слабодеформированы (сплющены), окислены (бурый цвет) и вытянуты по направлению потока. На концах включений не наблюдается расщепления, характерного для фьямме игнимбритов. Такая порода могла образоваться при движении лавы, переполненной обломками, разогретыми до пластичного состояния. Работами армянских и других геологов доказана лавовая природа туфолав [104, 105, 129, 131 и др.]. Туфолава залегает в виде потока мощностью 30 м. Основная масса ее обладает вптрофировой структурой. Переполнение лавы обломками, вероятно, происходит на некоторой глубине в результате захвата лавой шлака постройки вулкана пли лавовой пробки в его канале. Нами отвергается возможность попадания из воздуха обломкоь шлака, распределенных по всей мощности потока, поэтому мы считаем, что эти породы правильнее называть кластолавамн. Такие лавы четвертичного возраста были обнаружены нами на старой постройке действующего вулкана Эбеко, расположенного па о. Парамушир (Курильские острова) (см.  15, а).

Четвертый тип — образование кластолавы в канале вулкана и излияние ее в виде потока. В Южном Приморье вблизи пади Калягина М. А. Фаворская описала липаритовый пекк, прорывающий толщу порфиритов и переполненный обломками и глыбами порфирита и осадочных пород размерами до 1 м в поперечнике. От некка к северу отходит лавовый поток кластолавы.

Пятый тип — образование кластолав в лавовых потоках при цементации глыб вторичной лавой. Описываемые кластолавы залегают в нижних частях лавовых потоков и здесь попадание глыб из воздуха исключается. Детальное изучение этих кластолав в Закарпатье позволило установить, что мелкооб- ломочиый материал, залегающий между глыбами, в результате вторичного разогрева расплавился и, вспучившись, превратился в пористую лаву белого цвета, цементирующую глыбу перлита черного цвета. Их можно наблюдать в Закарпатье (в 5 км восточнее г. Берегово, с. Мужисво), где поток липарита (перлита) мощностью около 20 м имеет в нижней части кластолаву мощностью 3—5 м, состоящую из обломков черного обсидиана угловатой и округлой формы размерами 5—10 см в поперечнике, сцементированных пористым белым стекловатым липаритом (см.  9).

В другом районе Закарпатья около с. Дилок (к востоку от г. Мукачево) поток андезито-дацнта мощностью около 50 м залегает па размытой поверхности смятых в складки туфов андезита. В нижней части потока андезито- дациты переходят в кластолаву (5—8 м), состоящую из обломков лавы, сцементированной лавой того же состава, но слабопористой [81].

Аналогичные кластолавы можно наблюдать во многих местах Закарпатья, Армении, Камчатки и в других регионах, где они слагают нижние части лавовых потоков.

Кластолавы куполов

Шестой тип — образование кластолав в краевых и апикальных частях куполов. Подобные кластолавы наблюдались и впервые изучены автором во многих регионах. В Закарпатье в экструзиях кислых лав цементирующей массой также является вторичная лава. В 6 км восточнее г. Берегово карьером вскрыт липаритовый купол раннесарматского возраста, внедрившийся по меридиональной трещине. Восточная часть купола (мощность зоны до 50 м) сложена кластолавой, состоящей из угловатых обломков плотного перлита темно-серого и черного цвета, достигающих 30 см в поперечнике. Обломки сцементированы тонкопористым липаритом белого и светло-серого цвета [81].

Такого же типа кластолавы развиты в 5 км к северу от г. Берегово в районе горы Ардо, где она слагает западную часть купола липарита. В андезито-дацитовом куполе возле г. Мукачево обнажена кластолава, слагающая периферию купола (см.  58,6). К северу от Еревана в апикальной части куполов также развита кластолава (см.  58, в). Аналогичные кластолавы залегают в периферических частях липаритового купола нсоге- нового возраста, расположенного возле с. Начикн на Камчатке. Мощность кластолавы здесь достигает 20—40 м [84].

Седьмой тип — образование кластолав в куполах на некоторой глубине в канале вулкана в результате смещения обломков. В областях современного вулканизма (Камчатка, Курильские острова) в куполах андезита и более кислых породах часто образуется кластолава. Примером может служить купол вулкана Безымянного, который начал расти в 1956 г. и продолжает подниматься до сих пор (1979 г.), а также купол Суелич вулкана Шивелуч извержения 1945 г. Вязкая лава куполов переполнена обломками лавы, слагающей стенки канала вулкана. Иногда наблюдается оплавление и деформация обломков. На отдельных участках количество обломочного материала достигает 30%, редко более. В периферических частях куполов обломочного материала больше, чем в центральных.