Продукты извержения вулканов.

Газообразные продукты или летучие,как было показано выше,играют решающуюроль при вулканических извержениях и состав их весьма сложен и изучен далеко не полностью из-за трудностей с определением состава газовой фазы в магме, находящейся глубоко под поверхностью Земли. По данным прямых измерений, в различных действующих вулканах среди летучих содержится водяной пар, диоксид углерода (СО₂), оксид углерода (СО), азот (N₂ ), диоксид серы (SО₂ ),триоксид серы (SО₃), газообразная сера (S), водород (Н₂ ), аммиак (NН₃ ), хлористый водород (HCL), фтористый водород

(HF), сероводород (Н₂ S), метан ( СН₄), борная кислота (Н₃ВО₃), хлор (Сl), аргон и другие, но преобладают Н₂О и СО₂. Присутствуют хлориды щелочных металлов, а также железа и меди. Состав газов и их концентрация очень сильно меняются в пределах одного вулкана от места к месту и во времени. Зависят они и от температуры и в самом общем виде от степени дегазации мантии и от типа земной коры. По данным японских ученых, зависимость состава вулканических газов от температуры выглядит следующим образом.

Температура, °С	Состав газов (без воды)
1200-800	HCl,CO2,H2O,H2S,SO
800-100	HCl,SO2, H2S, CO2, N2, H2, HCl
100 -60	H2, CO2, N2, SO2, H2S
	CO2, N2, H2S

Данные таблицы показывают, что наиболее высокотемпературные газы являются скорее всего ювенильными, т.е. первичными магматическими эманациями, тогда как при более низких температурах они явно смешиваются с атмосферным воздухом и водой, которая проникает в вулканические каналы по многочисленным трещинам. Такая атмосферная вода называется вадозной (вадозус - неглубокий, лат.). Ниже +100°С пары воды превращаются в жидкость, которая реагирует с малорастворимыми соединениями типа HСl, образуя агрессивные кислоты. В газах Ключевского вулкана на Камчатке при 800-300°С преобладали H2, HF, CO, CO2, SO2 ; при 200-150°С - H2,HCl, CO, CO2, SO2; при 100-50° С - CO2, SO2; при 81-50° С - CO2. Газы континентальных вулканов отличаются от газов вулканов, расположенных на островах в океанах.

Состав газов очень изменчив, не только в разных типах вулканов, но даже и в пределах одного вулкана, что хорошо показал известный французский вулканолог Г.Тазиев, на примере газовых эманаций вулкана Стромболи в Липарских островах у северного побережья Сицилии. Содержание и состав газов непрерывно изменялись при опробовании через 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 (лаваре - мыть, стирать, лат.), 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 лав изменяется от кислых, содержащих больше 63% SiO2 и до ультраосновной, SiO2 меньше 45%. Все остальные лавы имеют промежуточное содержание оксида кремния.

Кислые лавы (SiO2 > 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 содержанием SiO2.

К средним лавам ( SiO2 -65-53%) относятся широко распространенные андезиты (от гор в Южной Америке Анд), содержащие кварц, плагиоклазы, биотит, реже роговую обманку.

Наибольшим распространением пользуются основные лавы - базальты ( SiO2 53-45%), 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 (SiO2 <45%) - коматииты (от р.Комати в Ю.Африке) сейчас не встречаются , но были широко распространены в докембрии. Вкрапленники представлены оливином и редко клинопироксеном.

Температура лав может 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:

Базальты	1000-1200°
Андезиты	950-1200°
Дациты	800-1100°
Риолиты	700- 900°

Конечно, эти значения могут изменяться в некоторых пределах. Непосредственные измерения показывают, что базальты вулкана Килауэа, Гавайские острова во время извержений 1952-63 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 тоже 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.

Характер цвета лавы отражает ее температуру, на чем, собственно и основано действие пирометра, в котором накал нити, регулируемы 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 в 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 лав зависит от состава и флюидной динамики потока, но в целом она выше у базальтов - 2,8-2,6 г/см³, меньше у андезитов - 2,5 г/см³ и еще меньше у риолитов -

2,2-2,1 г/см³ , при этом плотность уменьшается с увеличением температуры. Например,для базальтов с температурой 900°С - ρ=2,8 г/см³ , а при 1300° - ρ=2,7-2,6 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 лавы, тем ее вязкость выше. Количество вкрапленников в лаве влияет на ее вязкость при постепенном

увеличении их количества сначала незначительно, но, затем, после порога в ∼60% возрастает почти мгновенно.

Содержание газовых пузырьков в 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, ламинарное и, реже, турбулентное,что создает хорошо различимую флюидальную текстуру в породах.

Строение лавовых потоков, как 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 первые метры мощность, и распространяются на многие десятки км, например, на Гавайских островах до 60 км. 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, происходит 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 («волнистая», гавайский термин) (рис. 15.4.1). Эти «канаты» всегда направлены выпуклостью по направлению движения потока.

Рис. 15.4.1. Лавы канатные (пахоэхоэ)

Так как с поверхности и с боков потока лава остывает быстрее, а в центре еще продолжается движение поступающих 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 первые метры (рис. 15.4.2).

Рис. 15.4.2. Лава «аа» у Тонгариро (Новая Зеландия) (C.A.Cotton, 1952)

В этих двух видах 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 подножья фронтального уступа, на который постепенно «наезжают», как гусеница у танка, новые порции потока. Так, в основании потока формируется прослой лавобрекчии, 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 в 2-3 м, образовавшиеся в результате налипания на глыбу еще вязких кусков лавы, когда глыба перекатывается в верхней части потока.

Глыбовая лава, отличается 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,

Рис. 15.4.3. Строение лавового потока среднего состава в продольном разрезе. Черная стрелка – направление движения лавового потока. Тонкие стрелки – обвал глыб с фронта потока. 1 – верхняя лавобрекчия – «аа» лавы, 2 – нижняя лавобрекчия, 3 – столбчатая отдельность, 4 – субстрат

дацитовых и риолитовых лавах. Внутренние части этих потоков нередко обладают слоистой текстурой, связанной с 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 в разрезе лавовые потоки характеризуются наличием бортов или бортовых гряд, обычно возвышающихся над центральной частью потока (рис.15.4.4). 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 движению потока, причем их высота увеличивается к фронту потока. Если лава очень жидкая, то потоки имеют уплощенную форму, хотя бортики и напорные валы

сохраняются.

Рис. 15.4.4. 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

Многим известна т.н. столбчатая отдельность, прекрасные примеры которой есть в 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. 15.4.5) Столбчатая отдельность образуется благодаря трещинам, возникающим в остывающем лавовом потоке. Возникает 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.

Столбы есть не что иное, как часть вулканической породы, но уже не лавы, ограниченной поверхностями трещин. Столбчатая отдельность лучше всего выражена в однородных базальтовых потоках в т.н. флуд-базальтах, но встречается в андезитах, дацитах и риолитах. Идеальная форма для столба в поперечном разрезе - это шестигранник, однако чаще встречаются четырех- и пятигранники. В разрезе лавового потока столбчатая отдельность занимает все внутреннее пространство от верхней глыбовой корки до лавобрекчии в основании потока, располагаясь по отношению к ним,а, соответственно, и к субстрату - перпендикулярно. Всегда в столбчатой отдельности можно увидеть неровную линию, находящуюся примерно в 1/3 расстояния от кровли до подошвы, но ближе к последней. Вдоль этой линии ( в разрезе) и поверхности ( в плане)

происходит как бы смыкание столбов, что обусловлено процессом их роста. На каждом столбе в той или иной степени различимы поперечные трещины, либо выступы, неровности и др.формы, разделяющие столб как бы на ряд шашек из которых он и сложен.

Во многих потоках можно наблюдать наклонные, изогнутые и даже закрученные вокруг своей оси столбы.

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 происходит как бы стягивание материала, 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» (chisel marks - англ.). Следовательно,

Рис. 15.4.5. Столбчатая отдельность: 1 - в базальтах Исландии (фото Т.М..Гептнер), 2 – в базальтах Словакии

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 их встречи. Плоскость трещины всегда перпендикулярна поверхности охлаждения, т.е. субстрату, что позволяет реконструировать древний рельеф, на который изливались лавы (рис.15.4.6). Точно также возникает и столбчатая отдельность в интрузивных субвулканических телах.

Рис. 15.4.6. Образование столбчатой отдельности: 1 – план. Сначала «выживают» центры охлаждения и к ним направлено сжатие; 2 – разрез. По мере падения температуры Т термонапряжения превышает предел прочности породы и возникает трещина величиной h. 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 гиалокластитами и в наше время широко развиты в Исландии,где извержения частопроисходят 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 происходит выдавливание базальтовой лавы, как зубной пасты 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 (pillow -подушка,англ.) (рис. 15.4.7).

Рис. 15.4.7. Образование пиллоу лав. Из лавовой «кишки» выдавливаются новые порции лавы и тут же покрываются стекловатой корочкой

В разрезе остывших «подушек» хорошо видна раскристаллизованная 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

в древних толщах уверенно определять кровлю и подошву пластов, сложенных пиллоу-

лавами (рис. 15.4.8).

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 (рис.15.4.8 ). Пиллоу-лавы нередко ассоциируются гиалокластитами. Промежутки между лавовыми подушками заполняются кусочками корки стекловатой или осадками

.

Рис. 15.4.8. Подушечные лавы базальтов и связанные с ними пелагические отложения (по Р.Грацианской): 1 - сфероид подушечной лавы с периферической вариолитовой зоной, 2 – гиалокластит, 3 – трещины в сфероиде, выполненные гиалокластитом, 4 – радиоляриевые кремнистые сланцы, 5 – карбонатно-кремнистые отложения с обломками базальтов, подушечные лавы 2–й слой океанской коры, пелагические отложения – 1-й слой

Т.к. базальтовые пиллоу-лавы образуются в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов, впоследствии они входят в состав 2-го 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 (extrusio - выдавливать, лат.). 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 в

600 м. Очень характерны риолитовые, 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 экплозивных, выбрасывается огромное количество твердого обломочного материала - тефры,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). Выбрасываясь из жерла вулкана фрагменты разорванной газами магмы, обладая пластичностью, изменяют свою форму. Вращаясь в воздухе они приобретают веретенообразную форму,причем наветренная сторона бомбы отличается отпротивоположной (рис.15.4.9). Жидкая лава дает струи, которые превращаются в ленточные или цилиндрические бомбы. Отдельные куски лавы,разорвавшись в воздухе,образуют сферические бомбы. Ряд бомб, сформировавшись, вновь падают в расплав, тогда формируются бомбы обволакивания. Если бомба падает, еще не полностью остыв, она сплющивается, называясь бомбой типа коровьей лепешки. Ряд бомб, остыв в полете с поверхности еще выделяют газы из внутренних частей, которые разрывают уже почти твердую поверхность и называются бомбами типа хлебной корки.

Рис. 15.4.9. 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 и субстрата, захватываемых со стенок жерла. Тогда образуются бомбы типа глыб, с неправильными гранями и более мелкие обломки, называемые лапилли (лапиллус - маленький камень, лат.).

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 в 4000 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 г.Рио-де-Жанейро, т.е. в 3500 км от вулкана.Т.к. 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 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 обломокв 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 км². По отношению 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 в первые см. 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 (игнис - огонь, имбер - ливень, лат.) и сформировались они из пепловых потоков ( рис. 15.4.10).

Рис. 15.4.10. Образец игнимбрита. Обращают на себя внимание фьямме черного стекла и туфовая природа основной массы

Последние возникают в случае особого типа извержений, когда газ, насыщающий кислую. магму, 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 мельчайшие частички магмой, являющимися лишь перегородками между стремительно расширяющимися пузырьками, и обломками вкрапленников, вырывается на поверхность. Все частицы, пепловой 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. Когда движение пеплового потока прекращается, масса оседает, газ улетучивается и еще высоконагретые пепловые частицы под собственным весом спекаются и свариваются, а 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 подобные извержения на глазах человека не происходили, хотя примеры совсем молодых потоков известны.

Великолепные риолитовые игнимбриты, с 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, выполняющих 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 позднечетвертичного возраста известны по западному склону Эльбруса на Кавказе, в Армении, в Кении (Восточная Африка), на Камчатке и в др. местах.

Среди вулканогенных образований нужно отметить вулканические грязевые потоки или лахары (индонезийский термин), отличающиеся отсутствием сортировки

материала, огромными объемами в несколько км³ . 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 подножья Везувия. Гигантское поле древних грязекаменных вулканических

потоков известно в Калифорнии в Сьерра-Неваде, где их объем оценивается в 8400 км³ при площади в 31 тысячу км² .

Вулканические постройки

Вулканические постройки подразделяются на простые и сложные.

Простые или моногенные постройки представлены относительно небольшими вулканическими конусами разного генезиса, сформировавшиеся за одно или несколько извержений. Наиболее распространенные из них – это шлаковые конуса, на вершине которой находится кратер ( чашевидное углубление, кратер – чаша, греч.) (рис. 15.5.0). Подобные вулканы образуются при выбросе обломков во время эксплозивных извержений

и угол склона таких конусов чаще всего 30°, т.е. близок к углу естественного откоса сыпучих тел. Высота конусов достигает 500 м. Так, шлаковый конус вулкана Парикутин, в

Мексике, возникший в 1944 г., за год достиг высоты в 400 м. Шлаковые конусы могут быть «нанизаны» на одну магмоподводящую трещину, как, например, в 1975 г. на Камчатке при извержениях около вулкана Плоский Толбачик (рис. 15.5.01).

Рис. 15.5.1. Ключевская группа вулканов на Камчатке (В.А.Подтабачный). Хорошо видны побочные шлаковые конусы – результат эксплозивных извержений

Подобных конусов много на острове Гавайи. Иногда возникают конусы разбрызгивания, когда хлопья жидкой лавы шлепаются около жерла и постепенно образуют конусовидный небольшой вулкан. Существуют также пепловые конусы.

Рис. 15.5.2. Северный прорыв Толбачинского извержения на

Камчатке в 19 ..

(В.П.Подтабачный). Извержение происходит из второго шлакового конуса

Неоднократные извержения базальтовой жидкой лавы создают вокруг центра излияния пологий, но обширный лавовый конус, который может превратиться в щитовой вулкан,столь характерный для районов базальтовых излияний:в Исландии,в Каскадныхгорах США, на Гавайских островах.

Сложные полигенные вулканические постройки состоят из конусов, образованных потоками лавы и толщами тефры и называются стратовулканами (стратум – слой, лат.) (рис. 15.5.1). Образуются они при чередовании эффузивных и эксплозивных извержений, при которых лавовые потоки и покровы тефры неравномерно наслаиваются на склоны растущего вулкана, нередко создавая правильные, изящные конусы, такие как у вулкана Фудзияма в Японии, Кроноцкого и Ключевского на Камчатке или Майон на Филиппинах. Высота стратовулканов достигает 3-4 км, считая от основания. На вершине вулкана располагается кратер, в донной части которого находится жерло – выводное отверстие подводящего канала (рис. 15.5.2 ).

Рис. 15.5.3. Схема строения стратовулкана: 1, 2, 3 – разные вулканические толщи, образующие конус вулкана, 4 – молодой вулканический конус, выросший после взрывного извержения и образования кальдеры, 5 – широкое жерло, образовавшееся во время взрыва, 6 – край кальдеры, 7 – молодые лавовые потоки, 8 – близпроверхностный магматический очаг, 9 – молодой вулканический канал, заканчивающийся кратером

Сам вулканический конус состоит из чередующихся толщ лав и различной тефры,

в которую на разных уровнях могут внедряться пластовые интрузивы – силлы или появляться боковые подводящие каналы, открывающиеся на склонах, где возникают побочные кратеры. Формирование новых подводящих каналов происходит последлительного периода покоя вулкана и магме чегче пробить новый путь наверх, нежели

следовать по старому, закупоренному каналу. Так возникают новые жерла и новые кратеры, которые нередко оказываются сложенными друг в друга. При формировании вулкана нередко образуются радиальные и кольцевые трещины, также заполняющиеся магмой и формирующие новые побочные кратеры.

Системы трещин возникают в результате оседания вулкана при перераспределении масс, когда из близповерхностного магматического очага магма выносится наверх и в очаге создается недостаток массы, в то время, как на поверхности – избыток.

Рис. 15.5.4. Стадии изменения кратера Ключевского вулкана с 1936 по 1966 г. (по Н.Т.Кирсанову и А.М.Рожкову

В результате мощных эксплозий, вершинная часть стратовулкана может быть уничтожена и тогда образуется обширная и глубокая округлая котловина – кальдера (кальдера – котел – исп.), диаметром от нескольких сотен метров до нескольких км. Это, т.н. кальдеры взрыва. Но существуют и кальдеры провала, которые образуются в результате оседания вершинной части вулкана по кольцевым разломам, т.к. в магматическом очаге под вулканом ощущается недостаток расплава. Известны очень большие кальдеры, например, Тимбер-Маунтин в Неваде, США, с диаметром до 32 км, Ла-Гарита в горах Сан-Хуан, Колорадо – около 50 км, Асо, Япония – 20 км, Санторин, в Эгейском море в Кикландской островной дуге – 14 км т и т.д. Часть Кальдер образуется в результате обрушения беспорядочно ориентированных частей вулканической постройки,

а часть в результате оседания по кольцевым разломам всего массива вулкана. Иногда кальдеры бывают вложенными одна в другую, например, кальдеры вулкана Килауэа на Гавайях.

Кальдеры очень характерны для полей кислых игнимбритов, порождаемых пепловыми потоками, возникающими во время мощных эксплозивных извержений. Классическим примером такой кальдеры, глубиной 2,5 км является Верхнечегемская на Северном Кавказе (рис. 15.5.3). Впечатляющая кальдера вулкана Санторин в Эгейском море, образовалась в 1547 г. до н.э. в результате грандиозных, в основном, эксплозивных