- •Isbn 5-98227-075-худк 551(07) ббк 26.3я7
- •Глава 1
- •1.1. Образование вселенной
- •1Спгги (ту)
- •1.2. Солнечная система
- •1.2.1. Солнце и его параметры
- •1.2.2. Строение Солнечной системы
- •1.2.3. Внутренние планеты
- •1.2.4. Внешние планеты
- •1.2.5. Астероиды, кометы и метеориты
- •1.2.6.Происхождение Солнечной системы
- •1.2.7. Строение Луны
- •Глава 2 строение и состав земли
- •2.1.Форма земли
- •2.2. Внутреннее строение земли
- •Глава 3
- •3 Японское море Японскиеострова в
- •Часть II
- •Глава 4 атмосфера и гидросфера
- •Глава 5
- •Глава 6
- •Глава 7
- •Глава 8
- •Глава 9
- •Глава 10
- •Глава 11
- •Глава 12
- •12.5. Оледенения в истории земли
- •12.6. Причины возникновения оледенений
- •Глава 13
- •13.1. Распространение криолитозоны
- •13.2. Происхождение криолитозоны
- •13.3. Строение криолитозоны
- •13.4. Типы подземных льдов
- •13.5. Подземные воды в криолитозоне
- •13.6. Криогенные формы рельефа
- •13.7. Термокарст
- •13.8. Криогенные формы рельефа, связанные с гравитационными процессами
- •13.9. Хозяйственная деятельность в криолитозоне
- •Глава 14
- •14.1. Свойства океанской воды
- •14.2. Динамический режим мирового океана
- •14.3. Рельеф океанского дна
- •14.4. Геологическая деятельность волн
- •14.5. Эвстатические колебания уровня океана
- •14.6. Осадконакопление в океанах
- •Рудная сульфидная постройка (
- •14.7. Ресурсы дна океанов
- •14.8. Стадии преобразования осадков, осадочные горные породы и взаимоотношение слоистых толщ
- •Часть III
- •Глава 15 магматизм
- •15.1. Понятие о магме
- •15.2. Интрузивный магматизм
- •Зависимость состава вулканических газов от температуры
- •15.5. Вулканические постройки
- •15.6. Типы вулканических извержений
- •15.7. Поствулканические явления
- •15.8. Геологическая позиция действующих вулканов и понятие о магматических очагах
- •Глава 16 метаморфические процессы
- •16.1. Фации метаморфизма
- •IТемпература, с Рис. 16.1.Основные фации метаморфизма
- •100 200 300 400 500600 700 800 900 1000 Температура, °с
- •16.2. Параметры и типы метаморфизма
- •16.3. Ударный метаморфизм
- •Тектонические движения и деформации горных пород
- •17.1. Вертикальные и горизонтальные движения
- •17.2. Понятие о деформациях горных пород
- •Г рафик скоростей и превышений по линии Зеленчук — Сухуми
- •График скоростей ипревышений по лвнин Зеленчук — Сухуми (сопоставлены результаты измерений 1959 г. И 1975 г.)
- •График скоростей и превышений «о линии Зелеячук - Сухуми (сопоставлены результаты измерения 1975 г. И 1990г.)
- •Глава 18 землетрясения
- •Пробега j 5 с момента землетрясения, мин.
- •Часть IV
- •Глава 19
- •Глава 20
- •Глава 21 достижения и проблемы
- •3 И 1 ij 1 u ! и 1 qtMtCkTtntUu гяяии» »tMia,nw
- •Глава 1
- •Глава 2
- •Глава 3
- •Глава 11
- •Глава 12
- •Глава 13
- •Глава 14
- •Глава 15-16
- •Глава 17
- •Глава 18
- •Допущено Министерством образования и науки рф в качестве учебника для студентов высших учебных заведений, обучающихся по специальности «Геология»
Зависимость состава вулканических газов от температуры
Температура, °С |
Состав газов (без воды) |
800-1200 |
НС1, со2, н20, H2s, so |
100-800 |
НС1, so2, h2s, co2, n2, h2, HC1 |
60-100 |
н2, co2, n2, so2, h2s |
60 |
co2, n2, h2s |
каждые две минуты. Как уже говорилось, вулканические газы — это главный движитель извержений. Характер выделения газов зависит от состава и вязкости магмы, а скорость отделения газов от расплава определяет тип извержений.
Жидкие вулканические продукты.Магма, поднимаясь вверх по каналу и достигнув поверхности Земли, изливается в виде лавы,отличающейся от магмы тем, что она уже потеряла значительное количество газов. Термин «лава» вошел в геологическую литературу после того, как он стал использоваться для излившейся магмы Везувия.
Главные свойства лавы — химический состав, температура, содержание летучих, вязкость — определяют характер эффузивных извержений, форму, структуру поверхности и протяженность лавовых потоков. Если вязкость у лав низкая, то они могут растекаться, покрывая большие пространства и далеко уходя от центра излияния. Высокая вязкость, наоборот, вынуждает лавы нагромождаться недалеко от места извержения, а кроме того, они текут гораздо медленнее, чем маловязкие лавы.
Химический состав лавизменяется от кислых, содержащих больше 63 %Si02, и до ультраосновных, содержащихSi02 меньше 45 %. Все остальные лавы имеют промежуточное содержание оксида кремния (рис. 15.12).
Кислые лавы (Si02 > 65 %) представлены риолитом, состоящим из кварца, кислых плагиоклазов, биотита, амфибола и ромбического пироксена. Основная масса представлена вулканическим стеклом. Характерна флюидальная текстура. К кислым лавам относятся и дациты с несколько меньшим содержаниемSi02.
К средним лавам (SiO, — 65-53 %) относятся широко распространенные андезиты (от гор в Южной Америке Анд), содержащие кварц, плагиоклазы, биотит, реже роговую обманку.
Наиболее распространены основные лавы — базальты ( Si02 = 5345 %), породы темного цвета, часто черные, с вкрапленниками основного плагиоклаза, оливина и пироксена (ромбического и моноклинного). Быстрое остывание лавы приводит к появлению зональных минералов вкрапленников.
Ультраосновные лавы (Si02 < 45 %) — коматииты (от р. Комати в Южной Африке) — сейчас не встречаются, но были широко распространены в докембрии. Вкрапленники представлены оливином и редко клинопироксеном.
Температура лавможет быть измерена непосредственно при извержении специальными приборами, пирометрами, а также путем экспериментов в лабораторных условиях. Температура извергающихся лав, в целом более высокая у базальтов, постепенно снижается к риолитам:
Кислые |
Средние |
Основные |
Риолиты |
Андезиты Базальты | |
Ж |
елезо магниевые минералы |
|
|
|
|
Калиевый \ _ \ Пла1 полевой шпат \ |
иоклазы |
|
|
|
|
Объем
пород
100%
75%
50%
25%
75%
70%
65% 60% 55% 50% 45%SiO,
Увеличение Si02
Увеличение Na^O и К,0
Увеличение FeO, MgO и Са
Рис. 15.12. Классификация наиболее распространенных вулканических пород
базальты - 1000-1200 "С, андезиты - 950-1200 "С, дациты - 8001100 "С, риолиты - 700-900 "С.
Конечно, эти значения могут изменяться в некоторых пределах. Непосредственные измерения показывают, что базальты вулкана Килауэа, Гавайские острова, во время извержений 1952-1973 гг. имели температуру от 1050 до 1190 °С (по Мак Дональду, 1972); базальтовые лавы вулкана Этна (1970-75 гг.) — от 1050 до 1125 °С; андезиты вулкана Парикутин (1944) в Мексике — 943-1957 °С; дациты вулкана Св. Елены в Каскадных горах США (1980) — 850 °С (по Дж. Фридману, 1981). Базальтовые лавы, остывая, сохраняют способность к течению при температурах 700 и даже 600 °С, т. к. их вязкость снижается постепенно. В то же время кислые лавы, температура которых при появлении из подводящего канала около 700-900 °С, с уменьшением температуры очень сильно, во много раз, увеличивают вязкость и теряют способность к движению.
0%
электрической батареей, должен достичь цвета лавы, после чего температура вычисляется по специально градуированной шкале: начало красного свечения 540 °С, темно-красное свечение 650 °С, светло-
красное свечение 870 °С, желтоватое свечение 1100 °С, начало
белого свечения 1200 °С, белое свечение 1480 °С.
Изменение температуры с помощью этих признаков можно хорошо наблюдать, например, по кинофильмам, иллюстрирующим извержения базальтовых вулканов на Гавайских островах. Цвет лавы очень быстро изменяется от ярко-желтого до темно-красного, а на поверхности потока остывшая черная корочка толщиной 20 см вполне выдерживает вес человека. Но под верхней, остывшей коркой, имеющей очень низкую теплопроводность, лава еще длительное время остается горячей. Некоторые лавовые потоки даже через 30-50 лет сохраняют высокую температуру, явно выше 100 °С.
Плотность лавзависит от состава и флюидной динамики потока, но в целом она выше у базальтов — 2,6-2,8 г/см3, меньше у андезитов — 2,5 г/см3и еще меньше у риолитов — 2,1-2,2 г/см3, при этом плотность уменьшается с увеличением температуры. Например, для базальтов с температурой 900 °С — р = 2,8 г/см3, а при 1300 °С — р = 2,6-2,7 г/см3.
Вязкость лав— важная характеристика, определяющая подвижность лавовых потоков, их мощность и морфологию. Вязкость лав контролируется давлением, температурой, химическим составом, содержанием летучих, в частности растворенной воды, количеством газовых пузырьков и содержанием кристаллов-вкрапленников. Все эти факторы действуют одновременно, и поэтому вклад каждого из них оценивается с трудом. Чем ниже температура, тем выше вязкость. Увеличение содержания летучих приводит к ощутимому снижению вязкости лав. Чем более кислая лава, тем ее вязкость выше. Количество вкрапленников в лаве влияет на ее вязкость при постепенном увеличении их количества сначала незначительно, но затем, после порога -60 %, возрастает почти мгновенно.
Содержание газовых пузырьковв целом пропорционально уменьшению вязкости лавы, однако в кислых лавах, обычно высоковязких, влияние пузырьков может быть противоположным, т. к. они не могут свободно перемещаться в расплаве и так с высокой вязкостью. Движение лавовых потоков, как правило, ламинарноеи реже турбулентное,что создает хорошо различимую флюидальную текстуру в породах.
Строение лавовых потоковкак в плане, так и в разрезе сильно зависит от их химического состава и других факторов, рассмотренных выше.
Базальтовые лавовые потоки, как правило, имеют небольшую, в несколько метров, мощность и распространяются на многие десятки километров, например на Гавайских островах — до 60 км (рис. 33 на цветной вклейке). Миоценовые базальтовые лавовые потоки в долине р. Колумбии на западе США имеют длину до 160 км при максимальной мощности потока до 45 м.
Поверхность базальтовых лавовых потоков формируется за счет быстрого остывания тонкой корочки, и, пока она еще не потеряла пластичность, происходят ее волочение и сморщивание наподобие пенки у остывшего киселя. Газовые пузырьки, поднимающиеся сквозь поток, скапливаются под этой корочкой и могут ее даже приподнимать над еще не остывшей лавой. Такая поверхность, напоминающая лежащие канаты, называется пахоэхоэ(рис. 15.13). Эти «канаты» всегда направлены выпуклостью к движению потока.
Рис.
15.13. Лавы канатные (пахоэхоэ)
Так как на поверхности и по краям потока лава остывает быстрее, а в центре еще продолжается движение новых порций расплава, то в потоке образуется труба, потому что последние порции жидкой лавы ушли в головную часть потока.
Поверхность пахоэхоэ осложняется вторичными структурными формами — «пальцами», холмами, грядами, куполами выдавливания — за счет прорыва затвердевшей корки еще жидкой лавы при повышении гидростатического давления. Это же давление ответственно за формирование конусов разбрызгивания — горнитосов,сложенных остывшими брызгами лавы, вырвавшейся под давлением через треснувшую корку.
Другой тип поверхности базальтовых потоков называется аа-лавой и представлен остроугольными обломками лав с многочисленными шипами, отходящими во все стороны от обломков и образующимися при растягивании еще вязкой корки потока, которая неоднократно дробится и вновь возникает. Так формируется поверхность аа-лавы мощностью в несколько метров (рис. 15.14).
Рис. 15.14.Аа-лава у Тонгариро (Новая Зеландия) (по С.A. Cotton, 1952)
У этих двух видов потоков скорость движения нижних горизонтов меньше, чем верхних, поэтому фронтальная часть потока со временем становится круче и с его верхней части скатываются глыбы и целые блоки, образующие осыпь у подножия фронтального уступа, на который постепенно «наезжают», как гусеница танка, новые порции потока (рис. 15.15). Так в основании потока формируется прослой лавобрек- чии,т. е. обломки лавы, лавой же сцементированные, а его верхнюю часть слагают аа-лавы. Иногда на поверхности аа-лав встречаются шаровидные глыбы — аккреционные лавовые шары диаметром 2-3 м, образовавшиеся в результате налипания на глыбу еще вязких кусков лавы, когда глыба перекатывается в верхней части потока.
Рис.
15.15.Строение
лавового потока среднего состава в
продольном разрезе. Черная стрелка
обозначает направление движения
лавового потока. Тонкие стрелки —
обвал глыб с фронта потока. 1 — верхняя
лавобрекчия — аа-лавы, 2 — нижняя
лавобрекчия, 3 — столбчатая отдельность,
4 — субстрат
Глыбовая лаваотличается от аа-лавы только отсутствием шипов на остроугольных обломках и более гладкой поверхностью, иногда почти зеркальной. Классические глыбовые лавы наблюдаются в голоценовых, самых молодых дацитовых потоках Эльбруса, например вдоль канатной дороги от поляны Азау до верхней станции Мир. Глыбовые лавы имеют большую вязкость, чем аа-лавы, поэтому они чаще встречаются в андезитовых, дацитовых и риолитовых лавах. Внутренние части этих потоков нередко обладают слоистой текстурой, связанной со взаимным скольжением слоев разной вязкости. Если фронтальная часть потока уже застыла, а лава продолжает поступать, то слои начинают изгибаться вверх, образуя тонкопластинчатую отдельность.
В плане и разрезе лавовые потоки характеризуются наличием бортов, или бортовых гряд, обычно возвышающихся над центральной частью потока (рис. 15.16). Эти гряды возникают из-за более быстрого и раннего охлаждения лавы, последующие порции которой движутся как бы уже в твердых лавовых «берегах». На поверхности потока между боковыми грядами возникают напорные валы, обращенные выпуклостью по направлению движения потока, причем их высота увеличивается к фронту потока. Если лава очень жидкая, то потоки имеют уплощенную форму, хотя бортики и напорные валы сохраняются.
Многим известна так называемая столбчатая отдельность, прекрасные примеры которой есть во многих местах: на Военно-Грузинской дороге, в базальтах верхнего плейстоцена Гудаурского потока; на южном склоне Эльбруса в среднеплейстоценовых дацитах; на о-ве Малл в Шотландии, где находится знаменитая «мостовая гигантов», и т. д. (рис. 15.17). Столбчатая отдельность образуется благодаря трещинам, возникающим в остывающем лавовом потоке. Встает несколько вопросов: какой формы чаще всего бывают столбы; как они образуются в плоскости потока и в его разрезе, мгновенно или постепенно; как они (столбы) ориентированы по отношению к холодному субстрату?
1
Рис.15.16. Андезитовый голоценовый лавовый
поток на Кельском плато (Большой
Кавказ): 1 — моногенный лавовый купол;
2 — борт потока, застывший раньше других
его частей; 3 — напорные валы на
поверхности потока; 4 — фронт потока
Рис.
15.17.Столбчатая
отдельность: 1 - в базальтах Словакии;
2 - в базальтах Исландии (фото Т. М.
Гептнер)
Когда лавовый поток останавливается и начинает остывать, то быстрее всего он охлаждается сверху и медленнее снизу. Охлаждение захватывает некоторую внешнюю зону, и в ней возникают термонапряжения в силу уменьшения объема пород, образовавшихся из лавы. Но т. к. они связаны с неподвижным субстратом, то в породе возникают растягивающие напряжения, и если они превысят прочность породы, то она растрескается, но не беспорядочно, а по определенным направлениям. Они возникают вследствие «выживания» только определенных центров охлаждения из многих, возникших первоначально в одном слое охлаждения. К этому центру и стягивается материал, а перпендикулярно этим линиям образуются плоскости трещин отрыва. Однако они проникают только на такую глубину, на которой термонапряжения превысили прочность остывшей породы. Этот интервал глубины и выражен на столбах поперечными структурами — «следами зубила» (англ. chisel marks — «следы зубила») (рис. 15.18). Следовательно, отдельность формируется как прерывистый процесс, причем столбы «растут» как сверху вниз, так и снизу вверх, но т. к. охлаждение сверху сильнее, то и столбы растут быстрее. Где-то столбы, растущие снизу и сверху, встретятся, и тогда возникнет неровная поверхность. Плоскость трещины всегда перпендикулярна поверхности охлаждения, т. е. субстрату, что позволяет реконструировать древний рельеф, на который изливались лавы. Точно так же возникает и столбчатая отдельность в интрузивных субвулканических телах.
25.484
S
к
к
1
Т NL>
2
Рис. 15.18.Образование столбчатой отдельности. 1— план. Сначала «выживают» центры охлаждения, и к ним направлено сжатие; 2 — разрез. По мере падения температуры (Т) термонапряжение превышает предел прочности породы и возникает трещина на величинуh. И далее процесс продолжается непрерывно, но скачками
Если лавовый поток изливается в море, озеро или на льды, его поверхность, очень быстро охлаждаясь, превращается в вулканическое стекло, которое, растрескиваясь в воде, образует массу пластинчатых осколков стекла. Подобные породы называются гиалокластитамии в наше время широко развиты в Исландии, где извержения часто происходят в условиях ледников. Необходимо подчеркнуть, что стекловатые пластинчатые кусочки в гиалокластитах отличаются от пепловых частиц более простой формой.
В глубоководных океанических рифтовых зонах, где гидростатическое давление препятствует эксплозивным извержениям, из трещин выдавливается базальтовая лава, как зубная паста из тюбика. Как только порция лавы в виде капли попадает в воду, поверхность лавы мгновенно охлаждается и превращается в стекловатую корочку, в то время как центральная часть образовавшейся лепешки еще расплавлена. Эта капля или, скорее, «подушка» уплощается, т. к. она еще пластична, а на нее перемещается новая порция «подушек», и так возникает толща, называемая пиллоу,или подушечными лавами(англ. pillow —подушка) (рис. 15.19). В разрезе остывших «подушек» хорошо видны раскрис- таллизованная внутренняя часть и стекловатая корочка, а сама «подушка» нередко нарушена радиальными и концентрическими трещинами, образовавшимися в результате сокращения объема при остывании. Нижняя поверхность у подушек уплощена, а верхняя выпуклая. Это позволяет уверенно определять в древних толщах кровлю и подошву пластов, сложенных пиллоу-лавами (рис. 15.20).
Сморщивание подушки
«Раскаленная трещина»
Очередная
подушка
Рис.
15.19.Образование
пиллоу-лав. Из лавовой «кишки>>
выдавливаются новые порции лавы и тут
же покрываются стекловатой корочкой
Рис.
15.20.Подушечные
лавы базальтов и связанные с ними
пелагические отложения (по Р.
Грацианской): 1 — сфероид подушечной
лавы с периферической вариоли- товой
зоной; 2 — гиалокластит; 3 — трещины в
сфероиде, выполненные гиалокласти-
том; 4 — радиоляриевые кремнистые
сланцы; 5 — карбонатно-кремнистые
отложения
с
обломками базальтов
Очень часто подушки напоминают толстые сардельки, как бы выходящие одна из другой. Это происходит вследствие того, что, выдавившись из трещины и немедленно покрывшись корочкой, порция лавы испытывает давление со стороны новой порции вытекающей лавы, которая прорывает тонкую корку и образует очередную «сардельку», пока ее корку также не прорвет очередная порция лавы (см. рис. 15.19). Пиллоу-лавы нередко ассоциируются гиалокластитами. Промежутки между лавовыми подушками заполняются кусочками стекловатой корки или осадками.
Так как базальтовые пиллоу-лавы образуются в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов, впоследствии они входят в состав второго слоя океанической коры и в этом смысле крайне важны для геологических реконструкций как порода-индикатор определенной глубоководной обстановки.
Более кислые и более вязкие лавы андезитов, дацитов и риолитов образуют в отличие от базальтовых короткие потоки, обладающие всеми признаками, описанными выше, — бортами, напорными валами, крутым и высоким фронтом и, как правило, глыбовой поверхностью.
Если лава почти не способна к течению ввиду высокой вязкости, то, выдавливаясь из жерла, она образует экструзивные купола(лат. extrusio — выдавливать). Иногда они растут за счет поступления новых порций лавы, нагромождающихся одна на другую; в других случаях напор лавы приподнимает уже застывшую первую порцию расплава.
Вулканические экструзивные купола достигают в высоту сотен метров, например знаменитый купол Лассен-Пик в Калифорнии, в Каскадных горах США, имеет высоту 600 м. Очень характерны риоли- товые, в том числе обсидиановые, купола в Армении, в Мексике и в других местах. Для кислых лав экструзивных куполов типична тонкая флюидальность как следствие ламинарного вязкого течения расплава. По периферии растущих куполов всегда образуются шлейфы мощных осыпей. Если экструзивный купол формируется в воде, то он окружен шлейфом гиалокластитов.
Твердые продукты эксплозивных извержений.Помимо жидких продуктов — лав, при извержении вулканов, особенно эксплозивных, выбрасывается огромное количество твердого обломочного материала — теф- ры,как назвал его когда-то Аристотель. Сюда же включаются выбросы жидкой лавы, в процессе полета быстро остывающей и падающей на склоны вулкана уже твердой.
Классификация тефры может основываться на различных признаках, в частности на размерах обломков. Наиболее крупными из них являются вулканические бомбы(более 7 см в диаметре). Извергаясь из жерла вулкана, фрагменты разорванной газами магмы, обладая пластичностью, изменяют свою форму. Вращаясь в воздухе, они приобретают веретенообразнуюформу, причем наветренная сторона бомбы отличается от противоположной (рис. 15.21). Жидкая лава дает струи, которые превращаются в ленточные,или цилиндрические, бомбы.Отдельные куски лавы, разорвавшись в воздухе, образуют сферические бомбы.Ряд бомб, сформировавшись, вновь падает в расплав, тогда формируются бомбы обволакивания.Если бомба падает, еще не полностью остыв, она сплющивается и называется бомбой типа коровьей лепешки.Ряд бомб, остыв в полете, еще выделяют газы из внутренних частей, которые разрывают уже почти твердую поверхность. Такие бомбы называются бомбами типахлебной корки.
Рис.
15.21.Типы
вулканических бомб: 1 — веретеновидная,
односторонняя;
2
— веретеновидная; 3 — типа хлебной
корки; 4 — двухполюсная веретенообразная;
5
— ленточная; 6 — типа коровьей лепешки
При взрывах выбрасываются не только фрагменты и хлопья лавы, но и куски и глыбы ранее затвердевших пород, в том числе субстрата, захватываемого со стенок жерла. Тогда образуются бомбы типа глыб, с неправильными гранями, и более мелкие обломки, называемые лапилли.
Если лава фонтанирует, особенно во время извержения жидких базальтов, то образуются быстро застывающие капли, называемые слезы Пеле(богиня Гавайских вулканов), а если лава разбивается на тонкие стекловатые нити — они получают название волос Пеле.
Любое скопление глыб или лапиллей называется агломератом.Когда обломки лавы цементируются такой же лавой, получается порода, называемая лавобрекчией.
Самые мелкие обломки тефры, размером меньше 2-1 мм, называются вулканическим 'пеплом.Пепел состоит из мельчайших частиц вулканического стекла, напоминающих по виду колбочки, рогульки, треугольники, полумесяцы. Все они представляют собой остатки перегородок между пузырьками газа, выделившихся со взрывом из магмы при извержении. Частицы могут представлять собой обломки кристаллов и ранее сформировавшихся пород. Основные порции пепла выпадают вблизи вулканов, но иногда, будучи поднятыми высоко в стратосферу, ветром переносятся на огромные расстояния. Например, в 1912 г. при взрывах вулкана Катмай на Аляске пепел выпадал в Калифорнии, на расстоянии почти 4 тыс. км. Извержение вулкана Гекла в 1997 г. в Исландии дало пепел, выпавший в Шотландии и Финляндии, а граница пеплового облака вулкана Квизапу в Южном Чили проходила севернее Рио-де-Жанейро, т. е. в 3500 км от вулкана.Так как пеплы выпадают на обширных площадях, то пепловые слои служат хорошими корреляционными реперами при сопоставлении удаленных друг от друга разрезов. Метод корреляции по пепловым горизонтам называется тефростратиграфией.
Эксплозивные извержения, как уже говорилось, сопровождаются выбросами огромного количества пирокластического материала, т. е. горячего обломочного материала, состоящего не только из пепла, но и из обломков кристаллов и ранее застывшей лавы. Такой рыхлый материал называется тефрой.Когда он литифицируется, т. е. превратится в плотную породу, то получит название вулканического туфа.Он может состоять из обломков вулканического стекла (витрокластический туф), осколков минералов-вкрапленников (кристаллокластический) или обломков пород (литокластический). Чаще всего туфы состоят из всех перечисленных выше разновидностей.
Существует очень интересный и необычный тип вулканогенных образований, сочетающий в себе признаки как лав, так и туфов. Они обладают почти исключительно кислым — риолитовым или дацитовым — составом и порой покрывают площади во многие тысячи квадратных километров. По отнощению к подстилающему рельефу они ведут себя как жидкие лавы, затопляя все понижения и нивелируя рельеф, образуя обширные плато. В вертикальных разрезах часто наблюдается грубая столбчатая отдельность. В основании разреза нередко располагается горизонт черных стекловатых пород или рыхлых пемз. В самих породах наиболее характерным структурным признаком являются линзовидные в разрезе и изометричные в плане стекловатые обособления размером несколько сантиметров. Эти породы лишены лавобрекчий как в кровле, так и в подошве.
Под микроскопом они имеют вид туфов и состоят из раздробленных вкрапленников минералов и пепловых стекловатых частиц, нередко тесно соприкасающихся между собой и как бы сваренных или спекшихся. Эти кислые породы получили название игнимбритов,и сформировались они из пепловых потоков(рис. 15.22).
Рис.
15.22. Образец игиимбрита. Обращают на
себя внимание фьямме черного стекла и
туфовая природа основной массы
Последние возникают в случае особого типа извержений (рис. 15.23), когда газ, насыщающий кислую машу, на некотором уровне от поверхности в жерле подводящего канала начинает быстро отделяться от расплава, резко увеличиваясь в объеме. Наконец наступает стадия взрыва, и газ вместе с разорванной на мельчайщие частички магмой, являющиеся лишь перегородками между стремительно расширяющимися пузырьками и обломками вкрапленников, вырывается на поверхность. Все частицы пенловой размерности и капли расплава окружены раскаленной газовой оболочкой и поддерживаются во взвешенном состоянии давлением газа, по силе равным весу частиц или превышающим его. Такая высоконагретая масса ввиду очень малого трения ведет себя как жидкость и скатывается при малейшем уклоне рельефа от места извержения (рис. 15.24). Когда движение пеплового потока прекращается, масса оседает, газ улетучивается и еще высоконагретые пеп- ловые частицы под собственным весом спекаются и свариваются, в основании потока даже до обсидианоподобных пород. Потоки могут поступать непрерывно один за другим или через какое-то время, и тогда образуются мощные игнимбритовые толщи со столбчатой отдельностью. Дело осложняется тем, что люди подобные извержения не наблюдали, хотя примеры совсем молодых потоков известны.
^
п
Рис.15.23. Схема, показывающая различия при
извержении пеплового потока (А) и
обычного эксплозивного (пеплового)
извержения (Б) (по А. Риттману): 1— магма,
насыщенная или не насыщенная газом; 2
— при понижении давления магма
становится насыщенной газом; 3 —
зона образования пузырьков; 4 — зона с
обильным газом, образующим самостоятельную
фазу; УВ — уровень взрыва
Рис.
15.24.Извержение
пеплового потока, распространяющегося
на большие расстояния при минимальном
уклоне местности. Достигнув моря,
некоторое время поток движется по его
поверхности и по дну. Благодаря высокой
температуре происходят фреатические
взрывы. Из пеплового потока образуются
игнимбриты — спекшиеся пеплы7777777??
Великолепные риолитовые игнимбриты возрастом около 2 млн лет, залегающие в глубокой кальдере в верховьях р. Чегем на Северном Кавказе, имеют мощность более 2 км, а пепловые потоки распространялись к северу почти на 100 км. Огромные поля риолитовых игнимбритов миоценового возраста известны в Провинции хребтов и бассейнов в штате Невада в США, в Новой Зеландии, в Андах Южной Америки и в других местах.
Существуют потоки риолитов и дацитов, выполняющие древние речные долины и стекающие со склонов, но обладающие всеми признаками пепловых потоков. Такие игнимбриты не являются результатом спекания пепловых частиц, а сформировались за счет неравномерной расслоенности или даже в результате ликвации кислых расплавов. Подобные породы по- зднечетвертичного возраста известны по западному склону Эльбруса на Кавказе, в Армении, в Кении (Восточная Африка), на Камчатке и в других местах (рис. 15.25).
Среди вулканогенных образований нужно отметить вулканические грязевые потоки, или лахары(индонез.), отличающиеся отсутствием сортировки и материалом огромных объемов в несколько кубических километров. Лахары бывают холодными и горячими.
Во время извержений над вулканом часто идут дожди, и вода, смешиваясь с горячей тефрой, грязекаменным потоком устремляется вниз по склону. Под таким потоком в 79 г. н. э. был погребен г. Геркуланум, расположенный на берегу Неаполитанского залива у западного подножия Везувия. Гигантское поле древних грязекаменных вулканических потоков известно в Калифорнии в Сьерра-Неваде, где их объем оценивается в 8400 км3при площади 31 тыс. км2.