|
Пирокластическая
группа генетических типов включает отложения, разнообразные по своей природе,
возникшие в результате эксплозионной деятельности вулканов: различные
агломератовые и туфовые накопления, отложения пирокластических потоков,
лахары, а также с некоторой долей условности агглютинаты и игнимбриты.
Основные черты каждого типа отложений достаточно хоршо известны и
рассматривались в связи с характеристикой вулканогенных пород. Здесь следует
указать лишь некоторые особенности генетических типов, входящих в эту группу.
Агломератовый генетический тип часто встречается среди
продуктов деятельности вулканов, имеющих вид более или менее крупных конусов
с центральным жерлом. Это грубообломочные продукты вулканических эксплозий с
обломками, отвечающими по величине агломератам, которые несмотря на крупные
размеры, могут быть отброшены от жерла вулкана на' значительные расстояния
(10—20 км). Данный генотип распространен на территории, примыкающей
непосредственно к центру извержений, и бывает удален от жерла вулкана чаще
всего лишь на несколько километров, а во многих случаях, при слабых взрывах,
только на сотни метров.
Так как отдельные выбросы крупных глыб при сильных взрывах
возможны на расстоянии до 10 км, а иногда и дальше, то о расположении в
прошлом центра извержений по отдельным глыбам судить не следует. Необходимо
учитывать массовое накопление грубообломочного материала, приводящее к
образованию мощных линзовидных залежей, выклинивающихся в удалении от вулканического
центра. Рассматриваемый генотип чаще всего входит в состав мантии
вулканических конусов, но, кроме того, встречается на некоторых вулканических
плато, формирующихся в результате трещинных извержений, подобных современным
исландским, а также в маарах и близких к ним формах. От соответствующих
трещин, трубок или мааровых воронок агломераты распространяются сравнительно
недалеко; во всяком случае, при образовании маара Карран в Вальдивии (Южная
Америка) в 1955 г. Ильес [377] имел возможность установить, что даже
лапиллиевый материал оседал вблизи воронки и взрыва.
Туфовый генетический тип охватывает более
разнообразнуюсерию пород с лапиллиевой или пепловой размерностью обломков.
Эти породы тоже возникают в результате эксплозий, но их распространение относительно
центра извержений значительно более сложно, чем агломератов. Туфовые
накопления лишь частично сосредоточены в мантии вулкана, а главная или, во
всяком случае, значительная их масса располагается далеко за пределами
вулканической постройки.
Определенные связи рассматриваемого генотипа
устанавливаются, как и для агломератов, не только с вулканическими конусами,
но и с вулканическими плато, если эти плато формировались при участии
извержений, происходивших вдоль трещин таким же образом, как в настоящее
время в Исландии. Туфовый генотип сопутствует и маарам, но при образовании
этих форм, как и в других случаях, значительная часть извергаемого пеплового
материала, подхватываемая воздушными течениями, тоже рассеивается на обширных
территориях.
Хорошо известно, что некоторые кратеры вулканов
Исландии, напоминающие маары, такие, как Вити (или Гельвити) и взрывной
кратер на лавовом покрове вулкана Аскья, извергали огромное количество
материала, распространившегося на большие площади, хотя при этом после извержения
не осталось почти никаких следов вулканического конуса. Об этих
извержениях, описанных Т. Тороддсеном [493], напомнили М.Л. Лурье и С.В.
Обручев [110] в связи с обсуждением проблемы образования туфов,
сопровождающих траппы Сибирской платформы.
Первый из этих вулканов (Вити) образовался 1
7 мая 1924 г. и извергал пепел, шлаки и бомбы, по-видимому, в течение первого
дня. Количество выброшенного материала было настолько значительным, что в
10—15 км от кратера мощность пеплов достигла 1 м. Между тем вулканический аппарат, созданный при этом извержении, был, по-видимому, очень мал. Во
всяком случае, сейчас стенка кратера возвышается над расположенным внутри
него озером всего лишь на 15—50 м при диаметре кратера около 315 м.
Второй вулканический аппарат (на покрове вулкана Аскья)
возник 29 марта 1875 г. и за несколько часов выбросил 3—4 км3 риолитовой
пемзы, которая покрыла площадь 5000—6000 км2. Вулканический пепел был
разнесен ветрами до Норвегии и Швеции. Картер этого вулкана возвышается всего
на 12 м над лавовым покровом, а диаметр его 90 м при глубине 45 м.
Оба примера показывают, что источником для накопления
туфового материала могут служить эксплозивные выбросы из таких каналов,
которые сопутствуют постройкам, чрезвычайно слабо выраженным в рельефе и представляющим,
в частности, тип деструктивных, а не аккумулятивных форм.
Интенсивная механическая дифференциация эксплозивных
выбросов, поднимающихся на большие высоты в воздушную оболочку Земли,
приводит к тому, что большие массы пепла, увлекаемые ветрами, разносятся на
огромные расстояния, измеряемые в зависимости от крупности материала и
скорости воздушных потоков многими десятками, сотнями и даже тысячами
километров. При наиболее интенсивных эксплозиях, подобных кракатауским в 1883 г., тончайшие частицы рассеиваются по всему земному шару. Несомненно, имеется зависимость между
размерами частиц и максимальным их удалением от центра извержений,
определяемая предельными скоростями воздушных течений, следующих на различных
высотах в воздушной оболочке Земли, но соответствующие расчеты пока еще
недостаточно строги. Поэтому можно лишь в самом общем виде сказать, что
пепловый и отчасти лапиллиевый материал рассеивается настолько далеко, что
распространение соответствующих туфов в разрезах обычно не дает в руки исследователя
надежных сведений для определения центров вулканической деятельности.
Известны затруднения, связанные с выяснением
местоположения центров вулканической деятельности, вызвавшей накопление
пеплового материала, например, среди нижнекаменноугольных отложений
Минусинского и Тувинского прогибов [19, 41, 115] или среди нижнемеловых
отложений Восточного Забайкалья [113]. В обоих случаях размещение центров
извержений можно предположительно определить только на основании косвенных
данных об изменчивости мощностей пепловых накоплений на весьма обширных
территориях. Это дает возможность предположить, что распространение
нижнекаменноугольных пеплов на юге Сибири связано с вулканическими центрами
на территории Монголии, а нижнемеловых пеплов Восточного Забайкалья — с
вулканами, расположенными к юго-востоку от р. Аргунь.
Уместно отметить, что количественное отношение туфов, а
также агломератовых генотипов к лавовым служит основой для определения
"индекса эксплозивности", предложенного А. Ритманом [192, 456], и для
оценки роли эксплозивных извержений истории развития вулканической
деятельности. Иногда данные об "индексе эксплозивности"
используются для далеко идущих выводов о типе извержений: трещинном — в
случае преобладания в разрезах лав или центральном — при господстве туфов и
агломератов. Между тем определение этого индекса лишь в том случае может
иметь значение, если действительно установлена общая масса продуктов
вулканической деятельности, образовавшихся в результате конкретного
извержения, реально изученной деятельности отдельного вулкана или
деятельности ряда вулканов в течение определенного интервала времени. Если же
эта общая масса неизвестна, значение определения "индекса
эксплозивности" утрачивается и по его величине судить о характере былой
вулканической деятельности невозможно.
Тем более условный характер приобретает определение
"индекса эксплозивности" в отдельных разрезах. При таком
определении необходимо учитывать, что лавовые образования тяготеют в большей
степени, чем туфовые, к центру извержений и что чем дальше от центра
извержений, тем более меняются отношения лав к туфам в пользу последних.
Поэтому значение ""индекса эксплозивности", вычисленное по
данным изучения отдельных разрезов, всегда будет более высоким вдали от
вулканического центра и меньшим вблизи от него, а если истинное положение
такого центра остается неизвестным, то выяснение величины "индекса
эксплозивности" утрачивает всякий смысл и становится совершенно условной
характеристикой частного разреза.
Следует добавить, что оценка общего количества продуктов
вулканической деятельности, накопившихся в течение определенного интервала
времени, для древних эпох чрезвычайно затруднительна, так как в разрезах
древних вулканогенных толщ сохранена обычно лишь часть тех накоплений,
которые были выброшены в прошлом из недр Земли. Что касается определения типа
извержений, то на основании оценки роли туфов и агломератов в разрезах
никакие серьезные выводы в этом направлении невозможны без дополнительных
исследований. Необходимо оценить изменчивость мощностей и состава
вулканогенных накоплений (туфов и агломератов), чтобы решить вопрос о
расположении былых вулканических центров и выяснить отношения данного типа
образований к тому или иному типу извержений.
Пирокластические потоки тоже представляют определенный
генетический тип отложений, отличающийся рядом характерных черт. Они
сопровождают сильные эксплозии, направленные не вертикально, как это чаще
всего происходит при вулканических извержениях, когда образуются обычные
агломераты и туфы, а почти горизонтально, как это было, например, при
извержении вулкана Безымянного в 1956 г., Пеле в 1902 г. и, возможно, вулкана Катмай в 1912 г.
По описаниям Г.С. Горшкова и Г.Е. Богоявленской [40],
отложения пирокластических потоков имеют вид массы рыхлого агломерата,
состоящего из хаотической смеси песка, пепла и обломков лавы всевозможного
размера, до 1—1,5 м в поперечнике. С течением времени агломерат уплотняется.
Такой агломерат заполняет русла временных и постоянных водотоков, так как
обломочный материал не удерживается на склонах и скатывается вниз. Циркуляция
воды вдоль погребенных русел сопровождается миграцией ее в парообразном
состоянии вследствие нагрева раскаленным рыхлым материалом пирокластического
потока, что приводит к образованию вторичных фумарол. Широко известны
вторичные фумаролы на поверхности пирокластических потоков вулкана
Безымянного и Долины Десяти Тысяч Дымов (вулкан Катмай) .
Если в названной Долине пирокластические потоки
образовались, как предполагается многими исследователями, вследствие
трещинных извержений, то среди пирокластических потоков необходимо будет
различать две разновидности: представляющие результат бокового взрыва (вулкан
Безымянный) или являющиеся следствием скатывания палящих туч в депрессионную
зону вдоль ограничивающих ее трещин, через которые устремляются раскаленные
газы, насыщенные пирокластическим материалом (вулкан Катмай). В первом случае
отложения пирокластического потока распространяются на склоны вулканического
конуса и его окружение, достигая расстояний, удаленных от центра извержений
на первые десятки километров. Для Пеле эти расстояния составляют 10—12 км,
для Безымянного — почти 30 км Во втором случае, когда образование
пирокластического потока происходит через предполагаемые трещины, расстояния
до этих трещин могут измеряться всего лишь 1—2 км.
По наблюдениям Т.С. Краевой и И.В. Мелекесцева [84],
наибольшая мощность пирокластического потока вулкана Безымянного составляет
около 20 м, а в других районах Камчатки — 50—60 м и более. Выброшенный
материал разбрасывается таким образом, что перед центром извержения
образуется слабо наклоненная равнина (для Безымянного она имела длину около 18 км и ширину 3 км), в пределах которой наблюдаются многочисленные узкие, извилистые в плане,
вытянутые по падению равнины, невысокие валы (1—2 м) и неглубокие ложбины. В
общей массе выброшенного материала частицы менее 2 мм составляют около 70%.
По-видимому, особый тип пирокластических потоков
представляют образования, описанные Б.И. Пийпом [181] на Авачинском вулкане
под названием агломератовых потоков. Эти образования Е.Ф. Малеев [138]
называет агломератовыми потоками авачинского типа и указывает для них
следующие характерные черты. Они извергаются из открытых кратеров и не
сопровождаются направленным взрывом, относительно медленно спускаются по
склону вулканического конуса, а в нижней части конуса движение их
прекращается. Форма потоков (в плане) вытянутая, иногда изомет- ричная или
неправильная. Мощность образующихся накоплений 5—10 м, а площадь
распространения — несколько квадратных километров и изредка достигает 10 км2.
Такие агломератовые потоки, кроме Авачи, характерны, по
Малееву, для вулканов Карымская сопка, Жупановская сопка и Шивелуч. Глыбы
агломератового потока авачинского типа обычно округлены, вследствие того что
они находились во время движения в пластическом состоянии: на поверхности
глыб наблюдаются корки закаливания толщиной 0,5—1 см; размер глыб до 2—3 м,
изредка до 10 м (Шивелуч), но преобладают обломки поперечником 0,2—0,3 м (они
составляют в потоке местами до 50% всей массы обломков).
|