Продукты извержения вулканов

Газообразные продукты или летучие, как было показано выше, играют решающую роль 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 содержатся водяной пар, диоксид углерода (СО₂), оксид углерода (СО), азот (N₂), диоксид серы (SO₂), оксид серы (III) (SO₃), газообразная сера (S), водород (H₂), аммиак (NH₃), хлористый водород (HCL), фтористый водород (HF), сероводород (H₂S), метан (CH₄), борная кислота (Н₃ВО₂), хлор (Cl), аргон и другие, хотя преобладают Н₂О и СО₂. Присутствуют хлориды щелочных металлов, а также железа. 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, т.е. от типа земной коры. По данным японских ученых, зависимость состава вулканических газов от температуры выглядит следующим образом:

Температура, 0C	Состав газов без воды
1200-800	O2, HCI, CO2, H2O, H2S, SO2
800-100	HCI, SO2, H2S, CO2, N2, H2
100-60	H2, CO2, N2, SO2, H2S
	CO2, N2, H2

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. Ниже +100^o С пары воды превращаются в жидкость, которая реагирует с малорастворимыми соединениями типа HC1, образуя агрессивные кислоты. В газах Ключевского вулкана на Камчатке при 800 - 300^o С преобладали H₂, HF, СО, CO₂, SO₂; при 200 - 150^o С - H₂, HC1, СО, CO₂, SO₂; при 100 - 56^o С - CO₂, SO₂; при 81-50^o С - CO₂. Газы континентальных вулканов резко отличаются от газов вулканов, расположенных на островах в океанах.

Жидкие вулканические продукты представлены лавой - магмой, вышедшей на поверхность и уже сильно дегазированной. Термин "лава" произошел от латинского слова "лавер" (мыть, стирать) и раньше лавой называли грязевые потоки. Главные свойства лавы -химический состав, вязкость, температура, содержание летучих - определяют характер эффузивных извержений, форму и протяженность лавовых потоков. Шире всего распространены основные - базальтовые лавы и в настоящее время наиболее крупные объемы единовременно излившихся лав также принадлежат базальтам. Так, при извержении вулкана Лаки в Исландии в 1783 г. объем базальтов составил 12 км³, что привело к гибели 10000 человек. Базальтовые лавы при выходе на поверхность имеют высокую до 1100-1200^o С температуру и малую 1^.10⁴ Па^.с вязкость, что связано с деполимеризацией алюмосиликатного расплава. Такие жидкие, подвижные лавы текут со скоростью до 60 км/ч при небольших уклонах, образуя лавовые "реки". Если рельеф слабо расчлененный, то жидкие базальты образуют обширные покровы.

Остывающие базальтовые лавы, первоначально нагретые до +1100 ^oС, еще могут течь даже при температуре +700^o С. На таких подвижных базальтовых лавах быстро образуется корка мощностью в десятки сантиметров, под которой еще долгое время лава остается раскаленной. Поверхность базальтовых лавовых потоков нередко имеет вид толстых канатов, причудливо изгибающихся. Такие лавы называются канатными или пахоэхоэ. Ниже сморщенной в "канаты" поверхности потока часто возникают полости, трубы и туннели, с потолков которых свисают лавовые "сосульки". Для более вязких лав характерна глыбовая поверхность, называемая "аа"-лавой, которая состоит из остроугольных, часто с шипами и отростками обломков, являющихся раздробленной остывшей коркой. Базальты, изливающиеся в подводных условиях, образуют подушечные, или пиллоу-лавы, размер "подушек" которых достигает первых метров. В разрезе "подушек" отчетливо видны внешняя быстро застывшая стекловатая корка и более раскристаллизованное внутреннее ядро, нередко имеющее радиальную отдельность. Промежутки между лавовыми "подушками" заполнены либо осадочным материалом, либо продуктами разрушения лав - мелкими стекловатыми обломками. Пиллоу-лавы изливаются сейчас в рифтовых зонах срединно-океанских хребтов. Важное геологическое значение, как индикатор морских обстановок, имеют спилиты - подушечные лавы с большим содержанием натрия, т.е. альбитизированные.

Нередко поверхность лавового потока, изливающегося в океане, море, озере или во льдах, очень быстро охлаждается, превращаясь в вулканическое стекло, которое, растрескиваясь в воде, образует массу пластинчатых осколков стекла. Подобные потоки называются гиалокластитами. В Исландии лавы, проходя подо льдом, формировали потоки гиалокластитов в десятки километров длиной.

Рис. 11.5. Строение лавового потока

Более кислые, вязкие и низкотемпературные лавы - андезиты, дациты, риолиты - образуют сравнительно короткие и мощные потоки, обладающие вполне закономерным строением. Лавовый поток, быстро остывая с поверхности, покрывается коркой с глыбами. Эта корка, достигая фронтальной части потока, обрушивается вниз, формируя раскаленную осыпь, на которую лавовый поток накатывается, как гусеница танка. Так образуется лавобрекчия в подошве и в кровле потока (рис. 11.5). Средняя часть лавового потока остывает гораздо медленнее, и в ней, благодаря сокращению объема, возникают трещины растяжения, растущие как от подошвы вверх, так и от кровли вниз. Ведущей силой здесь является термонапряжение. Как только температура упадет настолько, что возникающие термонапряжения превысят прочность породы, она разорвется на некотором расстоянии, так как далее температура еще будет слишком высока. Так трещины продвигаются прерывисто снизу вверх и сверху вниз, встречаясь ниже середины потока, потому что остывание сверху идет быстрее. Образуется столбчатая отдельность, всегда располагающаяся перпендикулярно поверхности охлаждения, т.е. рельефу подошвы потока или стенкам дайки. Расположение столбов позволяет реконструировать древний рельеф, на который изливались лавы.

Твердые и частично первоначально жидкие вулканические продукты, имеющие различную форму и размеры, образуются во время эксплозивных - взрывных извержений. В зависимости от силы газовых взрывов и состояния вулканического материала - жидкого или твердого - происходит либо разбрызгивание расплава, либо его разрыв и распыление на значительном пространстве.

При слабых взрывах расплескиваемая лава образует по краям кратера скопления спекшихся "лепешек" и "капель" лавы и такие конусы называются капельными, а породы - агглютинатами. При сильных взрывах раскаленные, еще жидкие лавы выбрасываются в воздух по параболическим траекториям на десятки и сотни метров. Закручиваясь в воздухе и остывая, они падают на склоны вулкана, обладая грушевидной или крученой формой, и при размерах в первые сантиметры и больше называются вулканическими бомбами. Часто куски лавы, застывая в воздухе, превращаются в стекловатые шлаки, которые, падая на землю, также спекаются в плотную массу. Во время взрывов газовой струей захватываются уже ранее затвердевшие вулканические породы, образуя бомбы, несущие на поверхности следы растрескивания и оплавления. Иногда жидкая центральная часть бомбы раздувается, и тогда на ее поверхности появляются трещины, напоминающие "хлебную корку". Крупные угловатые бомбы такого материала достигают первых десятков сантиметров в диаметре. Скопление вулканических бомб обычно называют агломератом.

Если выброшенный вулканический материал имеет размерность 5,0-1,0 см, то он называется лапиллями (от итал. "лапилли"- шарик), а более мелкий - вулканическим песком, пеплом и пылью. Последняя обладает микронной размерностью и разносится на тысячи километров. Так, при грандиозном взрыве вулкана Кракатау в 1883 г. тончайшая пыль обошла в верхних слоях атмосферы весь земной шар, вызвав образование серебристых облаков. Мощные взрывы, дробящие уже отвердевшие вулканические породы и распыляющие жидкую лаву, выбрасывают в воздух не только бомбы, и обломочки стекла, но и кристаллы минералов, их обломки. Такие мелкообломочные вулканические породы, состоящие из ювенильного (т.е. принадлежащего магме данного извержения) и резургентного (раздробленные породы вулкана) материала, называются туфами, размер обломков, в которых колеблется от 1 - 2 до долей мм. В настоящее время для всех рыхлых продуктов вулканических извержений используется термин тефра.

Типы вулканических построек

Рис. 11.6. Вулканы трещинного (А) и щитового центрального (Б) типов

В общем виде вулканы подразделяются на линейные и центральные, однако это деление в известной мере условно, так как большинство вулканов так или иначе приурочены к линейным тектоническим нарушениям в земной коре (рис. 11.6).

Линейные вулканы, или вулканы трещинного типа, обладают протяженными подводящими каналами, связанными с глубоким расколом. Как правило, из таких трещин изливается базальтовая жидкая магма, которая, растекаясь в стороны, образует крупные лавовые покровы. Вдоль трещин возникают пологие валы разбрызгивания, широкие плоские конусы, лавовые поля. Часто трещины возникают параллельно друг другу.

В случае магмы более кислого состава образуются линейные экструзивные валы и массивы, сложенные выжатой лавой. Когда происходят взрывные извержения, то могут возникать эксплозивные рвы протяженностью в десятки километров.

Вулканы центрального типа имеют центральный подводящий трубообразный канал, или жерло, ведущее к поверхности от магматического очага. Жерло оканчивается расширением, называемым кратером, который по мере роста вулканической постройки перемещается вверх. Кратеры меняют свою форму и размеры после каждого извержения. У вулкана центрального типа кроме главного кратера могут быть и побочные, или паразитические, кратеры, расположенные эксцентрично на его склонах и приуроченные к кольцевым или радиальным трещинам. Нередко в кратерах существуют озера жидкой лавы. В других случаях, когда лава обладает высокой вязкостью, в кратерах растут купола выжимания, закупоривающие жерла, подобно "пробке", что приводит к сильнейшим взрывным извержениям, давление газов эту "пробку" вышибает из жерла.

Рис.11.7. Схема строения стратовулкана

Рис. 11.8. Андезитовый голоценовый лавовый поток на Кельском плато

Форма вулканов центрального типа зависит от состава и вязкости магмы. Горячие и легкоподвижные базальтовые магмы создают обширные и плоские щитовые вулканы, как, например, Мауна-Лоа на Гавайских островах. Если вулкан периодически извергает то лаву, то пирокластические продукты, возникает конусовидная слоистая постройка, называемая стратовулканом (рис. 11.7). Идеальный конус стратовулкана имеет у кратера углы наклона в 40^o, а у подножья - 30^o, профиль его получается слегка вогнутым. Склоны стратовулканов часто бывают покрыты глубокими радиальными оврагами, называемыми барранкосами. Вулканы центрального типа могут быть либо чисто лавовыми, либо образованными только рыхлыми вулканическими продуктами - шлаками, туфами и т. д., либо смешанными, т.е. стратовулканами. Различают моногенные и полигенные вулканы (рис. 11.8). Первые возникли в результате одноактного извержения, вторые - многократных извержений. Вязкая кислая, низкотемпературная магма, медленно выдавливаясь из жерла, образует экструзивные купола. В случае очень высокой вязкости могут сформироваться выжатые "обелиски" или "иглы", подобно игле вулкана Мон-Пеле, возникшей в 1902г.

В случае чисто газовых взрывов, пробивающих себе дорогу через осадочные или какие-нибудь другие породы, формируются воронки - маары (озера), заполняющиеся впоследствии водой. Брекчия взрыва в таких жерлах может вообще не содержать вулканического материала и состоять только из обломков вмещающих жерло пород.

Отрицательные формы рельефа, связанные с вулканами центрального типа, представлены кальдерами - крупными провалами округлой формы, диаметром в несколько километров.

Рис. 11.9. Образование вулканотектонической впадины (вне масштаба)

Различают кальдеры, обусловленные мощными эксплозивными извержениями и кальдеры, возникновение которых связано с излиянием больших объемов базальтовой магмы. В первом случае обрушение вершинной части вулкана происходит за счет разрушения ее взрывом или дренажа подводящего канала. Такая кальдера может возникнуть и без вулканического конуса, например, при извержениях пемзы, туфов и пеплов по трещинам. Во втором случае кальдера возникает за счет оттока базальтовой магмы из периферических близповерхностных очагов и подводящих каналов.

Кроме кальдер существуют и крупные отрицательные формы рельефа, связанные с прогибанием под действием веса извергнувшегося вулканического материала и дефицитом давления на глубине, возникшим при разгрузке магматического очага. Такие структуры называются вулканотектоническими впадинами, депрессиями, грабенами (рис. 11.9). Они могут иметь различную форму, диаметр в десятки километров и глубину в 1-3 км. Вулканотектонические впадины распространены очень широко и часто сопровождают образование мощных толщ игнимбритов (лат. "игнис" - огонь, "имбер" - ливень) - своеобразных кислых вулканических пород, имеющих различный генезис, бывают как лавовыми, так и образованными спекшимися или сваренными туфами. Для них характерны линзовидные обособления стекла, пемзы, лавы, называемые фьямме (от итал. "фиамме" - пламя свечи), и туфовая или туфовидная структура основной массы. Как правило, крупные объемы игнимбритов связаны с неглубоко залегающими магматическими очагами, сформировавшимися за счет плавления и магматического замещения вмещающих пород. Быстрая разгрузка таких очагов, вызывающая бурные извержения, приводит к просадке обширных территорий.