Вулканогенные (эффузивные) породы, образовавшиеся на поверхности земли в ходе извержения вулканов

<

091713 0215 1 Вулканогенные (эффузивные) породы, образовавшиеся на поверхности земли в ходе извержения вулканов Вулканиты образуются в тех случаях, когда огненно-жидкая магма, поднимающаяся из глубин Земли под воздействием вулканических сил, достигает земной поверхности. Причем не играет роли, изливается ли магматический расплав подобно грязевому потоку из вулканического жерла или по трещине в земной коре вытекает прямо на поверхность. Если же сгустки лавы вперемежку с остатками материала, прежде заполнявшего жерло, или с обломками боковых пород выбрасываются в воздух, откуда затем осаждаются, говорят о вулканических туфах.

По химизму и тем самым по минеральному составу вулканиты в целом сходны с плутонитами (интрузивами), так как обе эти группы пород происходят из одних и тех же магм. И вулканические породы, подобно плутоническим, с понижением содержания кремне-кислоты становятся темнее и тяжелее.

Существенное различие между вулканитами и плутонитами заключается в их структуре. Лавы, из которых образовались вулканиты, остывали много быстрее, чем материнские магмы плутонитов; поэтому в вулканитах кристаллы минералов в основном весьма мелкие, микроскопических размеров. Невооруженным глазом их не разглядишь. Такую структуру называют плотной. Лишь отдельные более крупные кристаллы бывают хорошо образованы; они имеют резкие контуры и свою собственную, типичную для них форму. Такая структура называется порфировой, а эти кристаллы — порфировыми вкрапленниками. Порфировая структура — характерная особенность вулканитов. Отдельные хорошо образованные кристаллы располагаются в плотной основной массе.

Главное отличие вулканогенно-осадочных пород от нормально-осадочных заключается в способе разрушения первичных пород, т.е. в способе получения обломочного материала. Если в нормально-осадочных породах обломочный материал образовался в результате экзогенных процессов – гипергенеза, то при образовании вулканогенных обломочных пород обломочный материал поступал за счет вулканической деятельности, типичного эндогенного процесса.

В большинстве случаев при вулканических извержениях изливаются не только лавы, но в обильном количестве выделяются водяные пары и другие газы и выбрасываются в обильном количестве обломочные продукты извержения. Жидкие и газовые продукты извержений составляют около 2- 3% от массы твердых. Обычно, уже застывшие порции лавы или другие продукты прошлых извержений вулкана закупоривают вулканические жерла, что при активизации вулканической деятельности приводит к накоплению газов и повышению их давления под вулканической постройкой. Это происходит до тех пор, пока давление газа или вспененной лавы не превысит прочность вулканической постройки. Как только это достигается, вулканические газы и газонасыщенная лава с силой устремляются вверх, разрушая и раздробляя породы вулканического аппарата. Интенсивное выделение газов из лавы приводит к вулканическим взрывам. Струи газа выносят из лавы твердые кристаллы, выбрасывают небольшие порции (брызги) жидкой лавы, которые, остывая в полете, превращаются в твердые частицы.

Если магма остывает очень быстро (например, от контакта с водой, льдом, холодным воздухом и т.п.), то кристаллы вообще не успевают появиться, и вся масса породы оказывается аморфной, стекловатой. Подобные породы называют вулканическими стеклами. К ним принадлежат обсидиан, пехштейн и рыхлая пемза.

Кроме того, вулканиты, образовавшиеся из магм, богатых растворенными вулканическими газами, приобретают многочисленные мелкие и крупные пустоты, которые позднее могут заполняться низкотемпературными минералами, и тогда их называют миндалинами (жеодами, занорышами), а породы — миндалекаменными. В этих миндалинах могут формироваться кристаллы, агаты и другие заполняющие породы.

Часто наблюдаются также текстуры течения лавы, или флюидальные текстуры (от поднимающихся газов-флюидов), когда в породе возникает своего рода ориентировка отдельных компонентов, полосчатое распределение окраски или овальной формы уплощенные и вытянутые пустоты (миндалины, жеоды, занорыши).

Среди вулканитов принято различать более древние (уже частично подвергшиеся изменениям) и более молодые образования. Древние (палеозойские) излившиеся породы обычно несколько изменены. Они уплотняются, и в их окраске преобладают красные или зеленые тона. Что же касается молодых (кайнозойских) вулканитов, то для них характерны многочисленные пустоты и серые тона окраски.

Подобные незначительные изменения пород получили название диагенеза (не путать с метаморфизмом — интенсивным преобразованием пород). Каждый вулканит имеет свои аналоги среди плутонитов (интрузивов) и жильных пород. Группировка туфов производится по размерам зерен, а лавовые породы подразделяются по минеральному составу.

Диагностические признаки вулканитов (эффузивов):

  • хорошо образованы лишь отдельные кристаллы. Порфировая структура;
  • основная масса плотная (микрозернистая) или аморфная (стекловатая);
  • многочисленные мелкие пустоты (жеоды);
  • текстуры течения (флюидальные);
  • часто наблюдается образование столбов;
  • разделение пород в пределах ряда — по интенсивности окраски (светлые — темные) и по минеральному составу.

    2 Типизация продуктов вулканической деятельности

     

    Вулканические компоненты по состоянию вещества делятся на твердые (вулканические бомбы, лапилли, вулканический пепел и песок), жидкие растворы (ионные и коллоидные) соединений железа, марганца и других металлов, кремнезема, сульфатов, мышьяковых сульфидных и других веществ.) и газовые. По способу поступления вулканического материала в зону осадкообразования вулканические компоненты делятся на эффузивные, эксплозивные и гидротермальные, которые характеризуют основные формы вулканизма. Этот материал составляет основу трех генетических групп вулканогенных пород.

     

    2.1. Спекшиеся породы

     

    Среди пород этой генетической группы выделяют крупнообломочные – агглютинаты и псевдоагглютинаты и среднеобломочные – игнимбриты. Агглютинаты представлят собой породы, состоящие из спекшихся бомб. Образование агглютинатов связано с извержением вулканов гавайского типа. Выбрасываемые из вулкана раскаленные полужидкие куски (бомбы) основной лавы при накоплении сплавляются в пористую массу. Образование агглютинатов ограничивается прикратерными участками. Псевдоагглютинаты вторично спекшиеся туфы, образовались в прикратерных областях вулканов. Такое спекание шлаков происходит в результате воздействия горячих газов на поверхность обломков. В результате чего произошло расплавление поверхностной зоны обломков и их спекание. Игнимбриты – это породы, состоящие из спекшегося раскаленного пеплового материала. Раскаленные частицы палящих туч игнимбритовых лав в нижних частях мощных потоков уплотняются, в результате чего свариваются в однородную пластичную массу способную течь, огибая вертикальные неровности рельефа. В результате сплавления-сваривания пепловых частиц, следы обломочной структуры полностью, или почти полностью исчезают. Сохранившиеся контуры некоторых обломков расплывчатые и сильно растянутые в процессе сплющивания и сваривания. Кристаллокласты включены в флюидальную массу, напоминая фенокристы эффузивных пород. Для игнимбритов характерно присутствие субпараллельных линзовидных частиц стекла, по форме напоминающих языки пламени (фьямме). Образование фьямме происходит в результате сплавления мелких обломков раскаленного стекла. Содержание фьямме в игнимбрите может достигать 50 %, а размеры их колеблются от первых милиметров до 50 см, при толщине до 15 см. Для типичных игнимбритов характерны кластические смешанные структуры с различным соотношением лито-, кристалло-, и витрокластов. Состав игнимбритов риолитовый, дацитовый, реже андезитовый и трахитовый. В некоторых случаях при изучении шлифов игнимбриты невозможно отличить от эффузивов, особенно в измененных разностях, в которых полностью исчезают следы обломочной структуры. Образование игнимбритов связывают со специфическими игнимбритовыми лавами, или палящими тучами, представлющими турбулентные потоки смеси раскаленного пирокластического материала и вулканических газов. Температура палящих туч 550 – 950оС. Скорость перемещения палящих туч достигает 150 км/час. Игнимбритовые извержения носят катастрофический характер и происходят в период завершения орогенного вулканизма, во время и возникновения кальдер обрушения. Впервые игнимбриты охарактеризованы П. Маршаллом (1932) в Новой Зеландии, подобные породы распространены в Италии (называемые пиперно), в Йеллустонском национальном парке Америки (сваренные туфы по Р. Дели). Игнимбриты в нашей стране впервые описаны А.Н. Заварицким в Армении.

    Модель механизма игнимбритовых (пирокластических) извержений разработал А. Ритман (1963). Наблюдения вулканологов за современным породообразованием в процессе вулканической деятельности, показывают на незначительный масштаб образования игнимбритов, да и спекание обломков слабое. В связи с этим, в последнее время, многие геологи и вулканологи придерживаются лавового происхождения игнимбритов. В капитальном учебнике «Петрография» (1981) под редакцией А.А. Маракушева образование игнимбритов связывается с кристаллизацией-затвердеванием подвижных кислых лав, насыщенных магмофильными компонентами.

     

    2.2. Эффузивно-кластические минералы и породы

     

    Эти породы начали различать лишь 20-30 лет назад, а до этого они рассматривались как туфы, т.е. как образования эксплозивно-кластические. Среди них выделяют лавокластиты и гиалокластиты. Лавокластиты впервые выделил Е.Ф. Малеев как «вулкано-кластические породы, образующиеся в результате дробления лавы после ее извержения». В этом определении наиболее расплывчато слово «после», позволяющее широко понимать термин и отрывать образование обломочных осадочных накоплений от момента излияния лавы. Поэтому В.Т. Фролов рекомендует лавокластитами называть «эффузивно-осадочные накопления, возникшие в результате синхронной излиянию механической фрагментации периферии лавовых потоков или экструзивных куполов, отчленения от них преимущественно грубых фрагментов, смешения с окружающими осадками и последующей экзогенной цементации». Они обычно описывались как «подушечные брекчии», «аквагенные брекчии», «аквагенные туфы».

    Лавокластиты обрамляют лавовые потоки, особенно базальтовые подводные в виде широких, в сотни метров, подковообразных шлейфов и, кроме того, подстилают и покрывают их. Их мощность 0,5-3,0 м, заполнитель – глинистый, известковый, песчаный, гиалокластитовый, вероятно, и кремневый. Почти всегда это – псефиты, классифицируемые по размеру обломков на грубо- (от 2-3 до 1 м), крупно- (1-0,5 м), средне- (0,5-0,25 м) и мелкоглыбовые (0,25-0,1 м) и щебенково-брекчиевые (0,1-0,01 м). Чаще всего они сложены обломками 0,8-0,2 м.

    Диагностическими признаками лавокластитов являются:

  • моновулканитовость;
    <
  • свидетельства первичной пластичности (пластичное округление углов, сферичность сегментов лавовых подушек или шаров, изгибы и др.) и горячего состояния (обжиг вмещающего осадка, аргиллизация глин и т.д.);
  • конформность части обломков;
  • неполная разъединенность некоторых фрагментов лав, исключающая заметный перенос;
  • невыветрелость, отсутствие сортировки и слоистости, как и механического окатывания;
  • парагенез с лавами и гиалокластитами, обычно того же состава, а также отмеченные выше грубообломочность и экзогенный заполнитель.

    Помимо гранулометрической классификации лавокластиты разделяют по типу вулканитов на базальтовые, андезитовые, дацитовые и риолитовые, а также по составу экзогенного заполнителя. Гиалокластиты выделены А. Ритманом в 1958 на Сицилии как подводные витрокластические вулканические туфы (аквагенные или палагонитовые туфы), но вскоре, когда их начали обнаруживать не как продукты взрывной деятельности вулкана, а как результат своеобразной формы излияния лавы – пульверизации через трещины застывших корок (пульверизационные гиалокластиты) или при десквамации шаров вследствие термического шока от соприкосновения лавы с морской водой или льдом (десквамационные гиалокластиты). Таким образом, гиалокластиты би- или тригенетичны: они и туфовые – подводно-эксплозивные – и эффузивные – пульверизационные и десквамационные. Гранулометрически они представляют собой пески или дресвяники без сортировки, моновулканитового, точнее моновитрокластового, состава, неслоистые или с неясной слоистостью, без заметных признаков транспортировки, обычно темные, чаще всего палагонитизированные и глинизированные – превращенные в смектиты и хлориты.

    Стекло – сидеромелановое, прозрачное в шлифе, быстро гидратирующееся и превращающееся с поверхности или нацело в желтый аморфный вторичный продукт — палагонит, который в свою очередь также довольно легко замещается образующимися в нем чешуйками смектитов или хлоритов, а также цеолитами. При полной глинизации гиалокластиты узнаются по реликтовой, «теневой» шариковой или черепковой форме гиалокластитов. Классифицируются по размеру обломков, составу (базальтовые, очень редко андезитовые) и степени измененности. Помимо глинистых минералов часто по гиалокластам развиваются цеолиты, вплоть до образования гиалокластитовых цеолититов, с толщиной слоев от дециметров до первых десятков метров.

    Их химизм может быть различным, но физическое состояние — главным образом аморфное, как у обычных искусственных стекол; кристаллы могут присутствовать лишь в виде единичных включений. Вулканические стекла возникают при закалке (очень быстром остывании) магматического расплава, достигшего земной поверхности. Основные представители вулканических стекол — пемза, обсидиан и пехштейн.

    Пемза получила свое название от латинского слова pumex («пумекс»), что значит «пена», и на самом деле она имеет пенистое, губчатое сложение. Петрографическое определение пемзы — пенистое, или пузыристое, вулканическое стекло, обычно с высоким содержанием кремнекислоты. Оно образовалось при быстром остывании лавы, богатой газами, и имеет аморфную структуру, отличаясь обилием крупных пор.

     

    091713 0215 2 Вулканогенные (эффузивные) породы, образовавшиеся на поверхности земли в ходе извержения вулканов

    Рисунок 1. Пемза

     

    Вся масса пемзы, подобно губке, пронизана порами неправильной формы, которые ранее представляли собой газонаполненные полости, большей частью не сообщавшиеся между собой. Хотя по своему составу пемза близка к серовато-черному обсидиану, но из-за многократного преломления и рассеяния света в пористом мате риале она обычно кажется светло-серой. Объемная масса пемзы — менее 1 (легче воды), плотность составляет 2,4 по шкале Мооса.

    Применение пемзы в качестве абразивного материала, а также в косметике и гигиене основано на том, что в ее составе отсутствуют остроугольные кристаллы, способные причинить повреждения, а поверхность в ходе истирания все время остается шероховатой, шершавой. В строительстве пемза служит для изготовления легкого строительного камня: добытую сырую пемзу размалывают, к ней добавляют цементоподобные вяжущие вещества и из этой массы под прессом формуют камни нужной формы. Их достоинство в низкой объемной массе и в хороших теплоизоляционных свойствах.

    В строительном деле пемзой нередко называют туфовый камень и даже легкие-пористые искусственные камни из осколков кирпича и шлаков. Трасс с его стекловато-пористым сложением также представляет собой пемзу — естественную, природную пемзу, как говорят в технике.

    Обсидиан получил свое название по имени его первооткрывателя — римлянина Обсиуса. Это вулканическое стекло, застывшее преимущественно из кислой (богатой кремнекислотой) лавы. Он отличается большой сплошностью и довольно высокой твердостью (5-5,5 по шкале Мооса).

    Темная, часто черная, красно-коричневая или темно-зеленая окраска вызвана тонкорассеянными оксидами железа. Черный обсидиан в тонких краях просвечивает серым; мелкие осколки обсидиана — светлые и прозрачные. Характерны раковистый излом и острые режущие края обломков вулканического стекла.

     

    091713 0215 3 Вулканогенные (эффузивные) породы, образовавшиеся на поверхности земли в ходе извержения вулканов

    Рисунок 2.Обсидиан

     

    В каменном веке обсидиан наряду с кремнем широко использовался для изготовления оружия и инструментов; в Мексике вплоть до XVI в. из него делали ножи, скребки, наконечники для стрел. Ныне обсидиан идет на изготовление художественных изделий, иконок. В шлифованном и полированном виде он обнаруживает «золотистые рефлексы». Плотность обсидиана 2,5 – 2,6 по шкале Мооса. Места распространения: Италия, Греция, Исландия, Мексика, США, СНГ. Образец с о-ва Липари, Италия.

    Пехштейн, или смоляной камень, — внешне похожее на смолу, изборожденное трещинами древнее вулканическое стекло, по составу близкое обсидиану, но с повышенным содержанием воды. Он имеет серый или бурый цвет.

    На территории СНГ самые красивые поделочные обсидианы известны в Армении: смоляно-черные, сургучно-коричневые с черными пятнами и особенно эффектные — серебристо-серые с перламутровым отливом. Их добывают на склонах горы Артени и Геннамского хребта, Гюмуш-Джрабер. Археологические раскопки свидетельствуют о том, что обсидиан широко использовали здесь в эпоху неолита как материал для изготовления оружия, орудий труда, украшений. Из него освоено даже изготовление лезвий для хирургического инструмента. По соседству, в Турции (Южная Анатолия) известность во всем мире приобрели раскопки неолитического города Чатал-Гуюк, выросшего вокруг разработок обсидиана на склонах потухших вулканов Караджидаг и Гасандаг.

    Метариолит — измененная излившаяся порода группы риолита (липарита). Он окрашен в красноватые, реже серые или слегка зеленоватые тона и обычно имеет ярко выраженную порфировую структуру. Его минеральный состав (по Г. Шуману, 1957) в %: калишпат 50%, плагиоклаз 15%, кварц 30%, биотит, рудные минералы 5%. Плотность метариолита порфира 2.7. Он находит применение в дорожном строительстве: чаще всего в виде крупного и мелкого щебня для щебеночных покрытий дорог, реже — в качестве мостового камня.

    Метаандезит — представитель излившихся пород группы андезита. Он окрашен в красно-коричневые, реже серый, зеленоватый тона. Минеральный состав (по Г. Шуману, 1957) в %: плагиоклаз 60%, калишпат 15%, пироксен, биотит 20%, рудные минералы 5%. Плотность андезита 2,7. Он применяется в дорожном строительстве в виде крупного и мелкого щебня, зеленоватые разновидности используются в качестве облицовочного и декоративного камня.

    Трахит — типичная излившаяся порода группы трахита. В светлых трахитах присутствуют в виде крупных вкрапленников кристаллы калишпата (санидина). Минеральный состав (по Г. Шуману, 1957) в%: калишпат 75%, плагиоклаз 10%, пироксен 10%, рудные минералы 5%. Плотность трахита 2,7. Прежде благодаря своей шероховатости он использовался для мельничных жерновов; он издавна ценился как строительный камень (его применяли при сооружении Кёльнского собора), хотя из-за пористости и обилия крупных вкрапленников санадина сильно подвержен разрушению.

    Фонолит («звонкий камень») — щелочная порода, излившийся аналог нефелинового сиенита; часто встречается совместно с трахитом. При ударе молотком звенит. Характерна плитчатая отдельность. Прежде использовался для крыш домов. Ныне применяется в виде крупного и мелкого щебня в дорожном строительстве.

    091713 0215 4 Вулканогенные (эффузивные) породы, образовавшиеся на поверхности земли в ходе извержения вулканов

    Рисунок 3. Трасс (1) — пористый трахитовый туф, в строительном деле называемый пемзой. Образец из Эйфеля, Германия.

    Лапилли (2) с порфировыми вкрапленниками — мелкие вулканические «бомбочки» размером с орех.

    Вулканическая бомба (3) неправильной веретенообразной формы. Образец с Везувия (Италия).

    Вулканическая бомба (4), покрытая коркой (типа «хлебной корки»). Образец из Южной Франции.

    Вулканическая бомба (5) шарообразной формы. Образец с Везувия, Италия.

     

    2.3. Группы базальтов

     

    Базальты — наиболее широкоизвестные вулканические породы, имеющие в естественном залегании характерную столбчатую отдельность. Их минеральный состав (по Г. Шуману, 1957) в %: плагиоклаз 45%, пироксен 50%, оливин, рудные минералы 5%. Плотность базальтов 2,8. По величине зерна и возрасту в группе базальта выделяются тонкозернистые породы собственно базальты и более крупнозернистые породы — долершпы.

     

    091713 0215 5 Вулканогенные (эффузивные) породы, образовавшиеся на поверхности земли в ходе извержения вулканов

    Рисунок 4. Группа базальта.

     

    Столбчатая отдельность типична для базальтов (но встречается и у других вулканитов). Она возникает вследствие сжатия при охлаждении лавы. Это, разумеется, не формы кристаллов. Базальты со столбчатой отдельностью, Зап. Волынь, Украина.

    Базальт — тонкозернистая основная излившаяся порода с мелкими округлыми пустотками (на месте газовых пузырей) темно-серого, серовато- или иссиня-черного цвета. Базальты очень крепки и плохо разбиваются на части. Применяются для уличных и дорожных щебеночных покрытий и в виде брусчатки для мощения площадей и в гидростроительстве. Из-за тонкой зернистости базальт мало пригоден в качестве камня для мощения проезжей части дорог: он недостаточно шероховат, по мере истирания становится гладким, а в сырую погоду — скользким.

    091713 0215 6 Вулканогенные (эффузивные) породы, образовавшиеся на поверхности земли в ходе извержения вулканов

    Рисунок 5. Базальт (1) — тонкозернистая основная излившаяся порода с мелкими округлыми пустотками (на месте газовых пузырей) темно-серого, серовато- или иссиня-черного цвета. Метабазальт (2) — тонкозернистый базальт. Метадолерит (3) — крупнозернистый базальт, слегка диагенетически измененный. Пикрит (4) — весьма темная ультраосновная вулканическая порода.

    Синий базальт — крепкая иссиня-серая разновидность базальта.

    Базальтовая лава — очень пористая разновидность базальта, всегда сохраняющая грубую, шершавую поверхность.

    «Веснушчатый» базальт — пятнистый щелочной базальт, обогащенный минералом анальцимом; светлые пятна — результат выветривания анальцима. Склонен к растрескиванию и преждевременному распаду.

    Метабазальт— тонкозернистый базальт, газовые полости которого часто заполнены посторонними минералами — агатом, кальцитом, хлоритом, кварцем и др., то есть превращены в миндалины (базальтовый мандельштейн). Цвета черный или красно-коричневый. Применяется как дорожно-строительный материал.

    Метадолерит — крупнозернистый базальт, слегка диагенетически измененный. Пироксен и оливин замещены в нем хлоритом и серпентином, что придает породе серо-зеленый цвет и большую вязкость. Применяется в виде щебня и в качестве декоративно-облицовочного материала. Иногда образует дайки и интрузивные залежи — силлы (в траппах).

    Пикрит— весьма темная ультраосновная вулканическая порода, как строительный материал имеет сугубо местное значение. Минеральный состав (по Г. Шуману, 1957) в %: оливин 30%, пироксен 35%, роговая обманка 25%, апатит, рудные минералы 10%. Плотность пикрита 3,0 по шкале Мооса.

    Метадолерит и долерит. Метадолерит — зеленокаменная порода, называемая грюнштейном. Метадолерит, известный как черный гранит.

    В СНГ долериты наиболее широко распространены на громадной территории Сибирской платформы, они известны как сибирские траппы. Выходы траппов, расположенные поблизости от линии Транссибирской железнодорожной магистрали, разрабатываются в качестве сырья для производства каменного литья.

    Базальтовое литье — ценный материал для изготовления труб, кислотоупорной аппаратуры, электроизоляторов, облицовочных плиток и других технических, а в перспективе и художественно-декоративных изделий. Аналогичным по масштабам развития траппов районом является плато Декан в Индии.

    Базальты представляют собой главный тип лав, изливающихся при извержениях современных вулканов Камчатки и Курильской гряды. Покровные базальты (пласто-базальты) — продукты древнечетвертичных трещинных излияний — залегают на плоских водоразделах хребтов в восточной части Байкальской горной области. Здесь нередко можно видеть весьма эффектные обрывистые обнажения с природной «колоннадой», создаваемой прекрасно выраженной шестигранно-столбчатой базальтовой отдельностью. Те же базальты заполняют дно многих речных долин в Западном Забайкалье.

    Базальты и их туфы весьма распространены среди продуктов вулканической деятельности на Малом Кавказе, особенно в Армении, а также в ряде других областей молодого вулканизма на территории СНГ.

     

    2.4. Литифицированные эксплозивно-кластические породы

     

    В результате пеплопадов формируется наиболее разнообразная группа вулканокластических пород – туфов. Они состоят преимущественно (90 – 100%) из ювенильного сцементированного материала. Цементация обломков, или литификация вулканокластического материала осуществляется прессованием-уплотнением и гидрохимическими превращениями в толще осадка. Гидрохимический способ литификации вулканического материала происходит главным образом в результате разложения мелких обломков стекла и превращения их в различные водные алюмосиликаты, карбонаты и опал. Цементация материала также осуществляется при химическом взаимодействии обломочного материала с горячими минерализованными водами фумарол. В основных туфах большую роль в цементации играют карбонаты, хлориты и цеолиты. Кислые туфы, состоящие преимущественно, из остроугольных обломков стекла, цементируются опалово-глинистым продуктом разложения и под воздействием пластового давления уплотняются.

    Вулканические туфы – горные породы, образовавшиеся путем гидрохимической цементации и уплотнения рыхлого вулканического материала независимо от крупности обломков и фациальных условий накопления. В отличие от нормально-осадочных пород для туфов характерно:

  • присутствие в обломках неустойчивых при выветривании минералов – основного плагиоклаза, пироксена, оливина, базальтической роговой обманки;
  • присутствие в виде обломков вулканического стекла или его продуктов разложения;
  • присутствие большого количества обломков эффузивных пород;
  • полная несортированность обломочного материала и резко угловатая форма обломков. Отсутствие слоистости или грубая слоистость. Беспорядочное расположение обломков, не имеющих изометричную форму. Удлиненные обломки располагаются часто перпендикулярно к наслоению.

    Вулканические туфы, или просто туфы, представляют собой выброшенные в воздух частицы лавы и пепла, перемешанные с обломками различных пород, уплотненные и сцементированные. (Не путать со сходными по облику известковыми туфами, которые тоже часто называют просто туфами). Вулканические туфы можно подразделять по исходному материалу или по материнским лавам (например, базальтовые, трахитовые туфы и т. д.). Чаще туфы различают по величине зерен.

    Вулканические выбросы в виде мелкозернистых рыхлых масс называют вулканическими пеплами, а самые тонкие из них — вулканической пылью. Уплотненные пеплы носят название пепловых туфов или просто туфов. Выбрасываемые при извержениях вулканов мелкие камешки (размером с боб или орех) называются лапилли.

    Самые крупные выбросы — вулканические бомбы, это сгустки лавы, принявшие определенную форму. Как правило, они бывают величиной с кулак, а то и с голову. Вращение во время полета придает им округлую, витую или веретенообразную форму. Смеси туфов с веществом осадочных пород называют туффитами. Структура туфов — аморфная (стекловатая), мелкозернистая или порфировая; обычно они весьма пористы. Благодаря высокой пористости и малой объемной массе вулканические туфы используются в качестве строительного камня.

    Трахитовые пепловые туфы из массива Эйфель (Германия), получившие название трассов, играют значительную роль в подводном строительстве, что связано с их хорошими гидравлическими свойствами. Молотый трасс служит добавкой к цементу; он повышает плотность и химическую стойкость бетона. Трассовый цемент особенно подходит для массивного бетона; снижая температуру его схватывания, он уменьшает вероятность появления трещин.

    Несмотря на слоистость, обусловленную некоторой сортировкой материала, а главное — повторными выбросами при извержениях, в петрографии туфы не причисляют к так называемым слоистым, или осадочным, породам. Присутствующие в виде включений в туфах вулканические бомбы, под тяжестью которых вдавливаются границы слоев, отчетливо выявляют различие между туфами и осадочными породами с их ровными поверхностями напластования.

     

    2.5. Классификация туф по структуре, составу и степени изменения

     

    Размерность пирокластического материала колеблется в очень широких пределах, что дает возможность выделять грубообломочные, псефитовые, псаммитовые и алевритовые туфы. Эти разновидности туфов образуются на различном удалении от вулканического аппарата и частично характеризуют тип извержения. Так, например, агломератовые туфы образуются при извержении гавайского типа вулканов, лапиллиевые – стромболианского, мелколапиллиевые – плинианского, а алевритовые и пелитовые туфы образуются при всех типах извержений. Туфовые отложения с различными размерами обломков являются продуктами эоловой дифференциации материала. Мощность туфовых отложений и размер обломков уменьшаются в направлении ветра.

    Грубообломочные туфы характеризуются отсутствием сортировки материала и могут обладать плохо выраженной слоистостью, являющейся следствием изменения силы вулканических взрывов. Обломочный материал не имеет следов транспортировки и представлен фигурными, угловатыми обломками, бомбами типа «хлебной корки» и обломками шлаков.

    Псефитовые туфы также состоят из обломков пород (литокластов), но наиболее мелкие частицы представлены витрокластами и кристаллокластами. Форма обломков изометричная, угловатая.

    Пепловые туфы более разнообразны по агрегатному строению обломков. Среди них выделяются витро-, кристалло-, и литокласические разности. Чрезвычайно распространены смешанные, состоящие из примерно равного количества обломков разного агрегатного строения (кристалловитрокластические, литокристаллокластические и др.). Витрокластические туфы состоят из осколков и обрывков вулканического стекла. Форма обломков очень остроугольная с вогнутыми сторонами. Даже в палеотипных туфах, где вулканическое стекло полностью разложено, витрокластическая структура улавливается по таким очертаниям обломков. Такая своеобразная форма обломков получается потому, что газы разрывают обычно сильно пузыристую стекловатую корку. Выгнутые стенки пузырьков были когда-то стенками пузырьков.

    Витрокластические туфы состоят обычно из обломков алевритовой или пелитовой размерности и имеют риолитовый состав.

    Кристаллокластические туфы состоят из обломков фенокристаллов. Форма таких обломков тоже остроугольная. Нередко в породе можно встретить целые хорошо образованные кристаллы. По петрографическому составу эти туфы обычно андезитовые. Измененные («древние», или палеотипные) кристаллокластические туфы труднее всего отличить от полимиктовых нормально обломочных пород. Неустойчивые при выветривании минералы уже не сохраняются, по мере того как туф становится палеотипным.

    Литокластические туфы состоят из обломков эффузивных пород. В наиболее крупных обломках могут находиться порфировые вкрапленники. Форма обломков угловатая, но обычно очень разнообразная в зависимости от свойств эффузивной породы в момент раздробления. Размер обломков чаще псаммитовый, а состав базальтовый.

    Ксенотуфы представляют собой пирокластические породы, содержащие кроме ювенильного до 50 % акцессорного и ксеногенного материала. Чуждый и резургентный материал является обломками прошлых извержений данного вулкана, частицы пород фундамента (изверженных, осадочных и метаморфических) и глубинных ксенолитов (кимберлитов, эклогитов, перидотитов). Неювенильный материал окислен, с характерной красновато-бурой окраской, различной степени изменения, оплавлены, часто изотропитизирован. Способы литификации ксенотуфов уплотнение, гидрохимические реакции и спекание. Обычно ксенотуфы слагают основание вулканов, располагаясь вблизи центров извержения. Они образуются при извержениях катмайского и плинианского типов извержения.

     

     

     

     

    3. Смешанные породы

     

    Занимают промежуточное положение между нормально-осадочными и пирокластическими породами.

    Туффиты (ортотуффиты) представляют собой породы, состоящие из вулканокластического ювенильного материала испытавшего некоторый перенос и перемывание водой. При переносе пирокластический материал (90-50 %) перемешивается с нормально-обломочным (10-50 %). В отличие от туфов туффиты имеют следующие характерные особенности:

  • в них значительно лучше проявляется слоистость и сортированность обломочного материала;
  • обломки пирокластического материала могут быть окатаны;
  • присутствие нормально-обломочного материала (кварца, полевых шпатов и слюды), в том числе хемогенного материала и органических остатков.

    Перемешивание терригенного и пирокластического материала в любых пропорциях происходит постоянно в дельтах рек, прибрежно-морских условиях, озерах, в отложениях грязевых потоков, ледниковых и водно-ледниковых отложениях. Как показывают наблюдения вулканологов пепел курильских вулканов разносится на расстояния 500-700 км, оседает и смешивается с донными океаническими осадками.

    Подводные вулканы при извержении взмучивают донные осадки, которые смешиваются со свежей пирокластикой. Наряду с терригенным материалом в туффитах отмечается хемогенный осадочный материал, например известковые туффиты Алтае-Саянской складчатой области, кремниевые туффиты Урала, гематитовые туффиты Юго-Восточного Алтая, серные туффиты кратерного озера на острове Парамушир, соляные туффиты Закарпатья и др. Биогенная примесь обычно представлена растительным детритом, опаловыми скелетами диатомовых водорослей, радиолярий, кремниевых губок.

    Цементация туффитов также, как в туфах осуществляется уплотнением и гидрохимическим разложением обломочного материала, а также за счет терригенного, хемогенного и биогенного материала. Обычно туффиты представлены только среднезернистыми и тонкозернистыми породами. Они могут постепенно переходить в нормально-обломочные породы (полимиктовые песчаники и алевролиты).

    Туфогенные породы содержат ювенильного вулканокластического материала менее 50 %, что вносит трудности в отличительную диагностику этих пород от нормально-обломочных.

<

Комментирование закрыто.

MAXCACHE: 0.96MB/0.00036 sec

WordPress: 21.82MB | MySQL:122 | 1,372sec