Пирокластические отложения андезитовых вулканов и диагностика их генетических типов
Пирокластические отложения андезитовых вулканов и диагностика их генетических типов
Показаны современное состояние и актуальность изучения пирокластических отложений андезитовых вулканов; характерные особенности и критерии диагностики каждого из генетических типов отложений.
Введение
Извержения вулканов - внешнее проявление глубинных планетарных процессов Земли. Разнообразие природных обстановок (эндогенных и экзогенных условий), в которых существуют вулканы, обусловливает многообразие типов их извержений.
Наиболее распространенным типом вулканической активности является эксплозивная деятельность вулканов, в результате которой на поверхность земли поступает пирокластический материал. Доля пирокластических продуктов при извержениях вулканов различна. Например, при извержениях гавайского типа она мала, при плинианских - преобладает, а порой является единственным продуктом извержения. Структурно-текстурные особенности пирокластических отложений определяются свойствами исходной магмы, ее газонасыщенностью, вязкостью и т.д., а также динамикой эксплозивной активности вулкана.
Наиболее опасными являются извержения вулканов, поставляющие на поверхность земли пирокластические продукты риолитового, дацитового и андезитового составов, в связи с внезапностью и катастрофическими масштабами таких извержений. Всем известны последствия извержений вулканов Мон-Пеле на о-ве Мартиника (1902 г.), Безымянный на Камчатке (1956 г.), Сент-Хеленс в США (1980 г.), Унзен в Японии (1991 г.) и т.д.
В целом, в настоящее время пирокластические образования среднего - кислого составов разделяются на следующие генетические типы: отложения 1 - тефры или пирокластики, выпавшей из эруптивных облаков (pyroclastic fall), 2 - пирокластических потоков (pyroclastic flows), 3 - пирокластических волн (pyroclastic surges), 4 - пепловых облаков пирокластических потоков (ash cloud of pyroclastic flows) или коигнимбритовых облаков (co-ignimbrite plumes).
Генетические типы пирокластических отложений
|
|
|
Рис. 1 |
По размерам частиц отложения тефры подразделяются на бомбы (глыбы), лапилли и вулканический пепел.
Образование отложений тефры, в общих чертах, состоит в следующем. В результате эксплозий над кратером вулкана формируется эруптивная колонна, которая в верхней своей части превращается в эруптивную тучу. Высота, диаметр эруптивной колонны зависят от первоначального импульса движения; от состава поступающего вещества, его расхода, т.е. связаны с эндогенными процессами. Распространение эруптивной тучи целиком подвластно атмосфере (ее стратификации, влажности; направлению и силе ветра и т.д.), т.е. зависит от экзогенных факторов.
Вблизи вулкана выпадают грубые обломки, на далеких от него расстояниях (до сотен и тысяч километров) отложения постепенно становятся тонкозернистыми. По мере удаления от вулкана кроме гранулометрического, изменяется также минеральный состав пеплов, что объясняется эоловой гравитационной дифференциацией материала.
При сильных извержениях вулканов, особенно андезито-дацитовых, на расстоянии в сотни и тысячи километров от вулкана происходит отложение больших по мощности слоев пеплов. Впоследствии эти пеплы становятся маркирующими горизонтами, служащими стратиграфическими реперами при изучении осадочных толщ, так как их образование на всей площади происходит почти одновременно и в короткие сроки (от часов до нескольких месяцев). С помощью тефрохронологии, например, восстановлена история развития примерно 10 вулканов Камчатки [5-8 и др.].
Наиболее тонкие (размером в десятки микрон и менее) фракции пеплов при сильных плинианских извержениях вулканов достигают верхних слоев атмосферы и переносятся в стратосфере на большие расстояния [21]. Например, считается, что пепел вулкана Кракатау извержения 1883 г. три раза обогнул Землю, прежде чем выпал на поверхность земли. Атмосферные явления, вызванные извержением вулкана Кракатау, сохранялись в течение более пяти лет, вулкана Агунг - три года [21]. Тонкие пеплы обладают высокой адсорбционной способностью [2,3,9,17], и в стратосферу попадают уже, по сути, аэрозоли - твердые частицы с адсорбированными ионами газов и паров воды в воздушной среде. Вынос большого количества тонких пеплов в стратосферу уменьшает солнечную радиацию, и в прошлом, по мнению некоторых исследователей, стал причиной похолоданий климата и оледенений Земли [2,9,22,28 и др.]. По данным изучения вулканических аэрозолей (например, извержения вулкана Эль-Чичон [31]) был сделан прогноз развития "ядерной зимы" на Земле, так как пылевой аэрозоль, возникающий при ядерных взрывах, сходен с аэрозолями вулканов [2,9].
По дальности распространения от центра извержения и высоте выбросов пеплов, даются оценки силы и энергии эксплозивного извержения [17]. Выяснено, что вещественный состав отложений тефры обусловливает приуроченность их определенным энергетическим классам эксплозивных извержений вулканов. Например, эксплозивные извержения, дающие пеплы базальтового состава, не отмечены выше 12-го энергетического класса, андезитового состава - встречены в пределах 3-го - 14-го классов, дацитового - в пределах 5-го - 16-го классов. Глобальный разнос пеплов, попадающих в слои тропопаузы, отмечен от 11,5 и выше энергетического класса [17].
|
|
|
Рис. 2 |
Пирокластические потоки представляют собой смесь разноразмерного пирокластического материала и газа, имеющую в основном ламинарное течение; причем количество обломков в смеси значительно превышает газовую составляющую (см. рис.1) [4,32,35].
Главными механизмами образования пирокластических потоков считаются: а) коллапс эруптивной колонны; б) коллапс экструзивного купола или фронта лавового потока на его склоне [27, 40, 41 и др.].
В первом случае образование потоков происходит в результате обрушения части вертикальной колонны, в которой скорость подъема и несущая способность газопепловой струи достигают минимума (рис.2а) [25,27,36]. Такой механизм образования потоков называется "суфриерским" [21], по вулкану Суфриер, где он четко проявляется. Дальность распространения потоков, в основном, определяется количеством движения и гравитацией, но велика роль в этом также газонасыщенности и автоэксплозивности материала [24].
Второй тип механизма образования потоков получил название "тип мерапи", по вулкану Мерапи, о.Ява [21] (рис.2б). По мере роста экструзивного купола вулкана его отдельные секторы постепенно становятся неустойчивыми и обрушиваются, в результате чего по склону вулкана скатываются пирокластические массы, похожие на лавины. Такие же лавины формируются в результате обрушения крутых фронтальных частей лавовых потоков на куполе вулкана.
|
|
|
Рис. 3 |
Для пирокластических потоков характерно хаотическое распределение разноразмерных обломков в заполнителе. Часто в разрезах отложений потоков наблюдается также концентрация обломков полосами в средних или верхних их частях, связанная с локальными ускорениями перемещения материала потоков.
Обломки в потоках представлены полуокатанным ювенильным пемзовидным материалом, а также и резургентным, состав которого многообразен: магматические "корки" с границ очага, породы выводного канала вулкана, обломки с подошвы и боковых частей долины, по которой следует поток и т.д. [27]. "Резургентными" считают также породы растущего экструзивного купола, подвергшиеся постмагматическому преобразованию в периоды межкульминационных фаз развития купола и обрушившиеся во время извержения вулкана. Материал заполнителя пирокластических потоков при движении по склону вулкана хорошо перемешивается, и его состав отражает средний состав продуктов конкретного извержения вулкана [10,12].
Различают два основных типа пирокластических потоков. Отложения пирокластических потоков пористых андезитов несортированы, содержание обломков (частиц размером более 2 мм) в них составляет не более 40-30 %, а заполнителя, соответственно - 60-70 %; глыбы достигают размера 1-1,5 м. Потоки залегают согласно рельефу; протяженность их, в зависимости от масштаба извержения, может достигать 10-20 км от кратера. Содержание ювенильного вещества в них бывает до 80 %. Поверхность отложений - ровная.
Отложения пеплово-глыбовых пирокластических потоков также несортированы и залегают согласуясь с рельефом, но количество обломков в их составе повышено до 40-50 %, размер глыб может достигать 7-10 м. Длина потоков небольшая - до 10 км, содержание собственно ювенильного вещества в них - до первых десятков процентов. На поверхности потоков четко выражены бортовые и фронтальные валы высотой до 10-15 м.
Пирокластические волны представляют собой высокогазонасыщенные турбулентные потоки с низким содержанием обломочного материала [25,32, 33,35]. Движущей силой пирокластических волн, как и потоков, является количество движения магмы, автоэксплозивность, а также высокие газонасыщенность и температура материала. Скорость распространения таких волн достигает 100-150 км/ч [21,27], дальность зависит от мощности извержения, состава, газонасыщенности, температуры пирокластики, присутствия на их пути значительных по высоте препятствий и т.д. Волнам присуще стремительное, "ураганное" распространение от центра извержения; отмечались случаи преодоления ими препятствий высотой более 600 м [120]. В то же время волны не поднимаются высоко над землей (см. рис.1, рис.3) [32].
В настоящее время выделяются две основные разновидности пирокластических волн: приземная волна и волна пеплового облака.
|
|
|
Рис. 4 |
Отложения приземной волны представляют собой хорошо отсортированные средне-крупнозернистые пески с небольшим количеством обломков размером от 2 до 20-30 мм. Мощность отложений при слабых извержениях вулканов может достигать 10 см; при сильных, катастрофических - 2-3 м [4,12]. Особенностью образований является то, что их переход в отложения пирокластических потоков происходит постепенно, без резкой границы [12].
Яркой чертой заполнителей этих отложений является одномодальное распределение фракций - резкое преобладание частиц диаметром 0,125 - 0,25 мм (например, до 30-42 %, вулкан Безымянный (рис.4)) или 0,25 - 0,5 мм (например, до 37-45 %, вулкан Шивелуч). Обломков крупнее 2 мм содержится в них не более 10 %. Характерно, что преобладающие фракции заполнителей приземных волн и пирокластических потоков одного извержения - одинаковы.
Формирование пирокластической волны пеплового облака (ash cloud surge, понятие ввел Р.Фишер [25]) происходит в результате конвективной гравитационной дифференциации пирокластики при движении ее по склону вулкана [10,12,27]. При движении пирокластического потока над ним на несколько километров в высоту поднимаются пепловые облака пирокластического потока. Внутри этих облаков, непосредственно над потоком, формируется турбулентный низкоплотностный высокогазонасыщенный и высокотемпературный "слой", который распространяется прямолинейно и с высокой скоростью, может отрываться от тела потока и двигаться независимо от него. Этот "слой" и называется пирокластической волной пеплового облака.
Отложения волн пеплового облака, грубослоистые или монолитного облика, залегают в виде пятен на отложениях пирокластических потоков и заплесков на бортах долины, по которой двигалась пирокластическая масса, встречаются в форме дюн и дюнного рельефа, небольших отдельных потоков и протяженных покровов. Они также могут быть обнаружены в основании пирокластических потоков. Tогда на кровле отложений волн пепловых облаков (ash cloud surge) обычно залегает тонкий материал пепловых облаков пирокластических потоков (ash cloud of flows) мощностью от первых миллиметров (если он формируется после остановки порций пирокластических потоков) до первых или десятков сантиметров (если фиксирует окончание кульминационной фазы извержения вулкана). Мощность отложений волн пепловых облаков может достигать 1 - 2 м при слабых извержениях вулканов и 3 - 5 м при сильных [4,12].
Материал пирокластических волн пепловых облаков (ash cloud surges) агрегирован, в отличие от приземных волн (ground surges), что связано, вероятно, с различиями в механизме формирования их отложений [12].
По гранулометрическому составу заполнители отложений волн пепловых облаков имеют бимодальное распределение фракций - преобладание частиц размером 0,125 - 0,5 мм и менее 0,056 мм (см. рис.4) [12]. Содержание обломков в них достигает 20 - 25 %. Преобладающая крупнозернистая фракция заполнителей отложений совпадает с таковой пирокластических потоков.
Особой разновидностью пирокластических волн являются отложения, формирование которых происходит при извержениях вулканов типа направленных взрывов. Впервые отложения направленного взрыва были детально описаны на вулкане Безымянный после катастрофического извержения 30 марта 1956 г. Тогда же, в результате изучения характера и продуктов этого извержения, Г.С.Горшков ввел понятие "извержение типа направленного взрыва" [13]. Похожие отложения, связанные с направленным взрывом, были выделены на вулканах Мон-Пеле, Сент-Хеленс, Унзен и др.
Отложения песка направленного взрыва (названы Г.С.Горшковым и Г.Е.Богоявленской [14]). После выброса взрывных или обрушения обвальных масс, открывающих магматическую камеру вулкана, появляется высокотемпературная эмульсия твердого материала в смеси водяного пара и газа, которая через несколько секунд после извержения занимает объем в несколько тысяч раз больший, чем вначале (по А.Лакруа, [28]). Энергия таких "эмульсий" не затрачивается на подъем в эруптивной колонне и обрушение из нее, а целиком состоит из "первичной" кинетической. Мощные пирокластические волны ураганом, стремительно, сметая все на своем пути, распространяются на 25 - 30 км от центра извержения.
Отложения песка направленного взрыва не согласуются с топографией подстилающего рельефа - их мощность (до 2 м у кратера вулкана и до 1 - 2 см на расстоянии 30 км) примерно одинакова и в долинах и на водоразделах. Залегают они как на поверхности земли - на почвенно-пирокластическом чехле, так и в разрезах - под отложениями агломерата направленного взрыва и пирокластического потока [4]. Отложения песка направленного взрыва, как и образования волн пепловых облаков, слоисты.
По гранулометрическому составу такие отложения представляют собой вулканический песок с примесью обломков пород до 10 - 20 %. Преобладают обломки диаметром 1 - 2 см, но встречаются и размером до 10 - 20 см.
Отложения пепловых облаков пирокластических потоков или пеплы облаков потоков (ash cloud of pyroclastic flow или ash cloud of flow) или коигнимбритовых облаков (co-ignimbrite plumes) образуются в процессе движения пирокластического потока по склону вулкана и представляют собой пеплы, отделившиеся от заполнителя потока в результате конвективной гравитационной дифференциации пирокластической массы [12]. Пока поток (или его порции) движется, над ним клубится пеплово-паро-газовое облако, из которого впоследствии, спустя некоторое время после остановки пирокластического потока, происходит отложение "пеплов облаков потока".
Не выделяя эти отложения в отдельный тип, но подчеркивая различия их с образованиями "палящих туч", Г.С.Горшков писал: "Тучи, поднимающиеся над раскаленными лавинами, сколь они ни эффектны, имеют низкую температуру, не могут ничего опалить..." И далее: "Туча ..., поднимающаяся над раскаленной лавиной, генерируется в лавине, поднимается вертикально вверх, не распространяясь в стороны, и не имеет разрушительной силы"[15, С. 60].
В отличие от тефры, выбрасываемой из кратера вулкана на высоты 5 - 20 и более километров, пепловые облака потоков, как правило, поднимаются над поверхностью на высоты лишь первых километров. При формировании разных типов потоков их пепловые облака достигают разных высот. Так как пирокластические потоки ювенильных пористых андезитов содержат до 60 - 70 % заполнителя, большое количество ювенильного материала и газа, их пепловые облака поднимаются на большую высоту и их отложения имеют больший ареал распространения, по сравнению с пепловыми облаками пеплово-глыбовых пирокластических потоков (даже при одинаковых масштабах извержений, продуцирующих разные потоки). Замечено также, что в момент наивысшего поднятия облака над фронтом потока, максимальная ширина облака примерно равна его высоте от поверхности потока, а эта величина, в свою очередь, в 8 - 10 раз превышает ширину фронта пирокластического потока [12].
При небольшом ветре отложения пепловых облаков имеют в плане эллипсообразную форму. Пирокластический поток и его окрестности они перекрывают слоем примерно одинаковой мощности (см. рис.3), на удалении этот слой постепенно истончается. Границы распространения отложений находятся в 1,5 - 2 км от оси пирокластического потока (при ширине потока в несколько сотен метров) и несколько дальше от его фронта. При сильном ветре форма "эллипса" отложений может быть изменена. В зависимости от масштаба извержения, стратификации атмосферы в момент извержения вулкана, а также силы ветра, пепловые облака потоков могут перемешиваться с нижними слоями эруптивной тучи, а их материал может переноситься на далекие расстояния. В целом, распространение отложений пепловых облаков пирокластических потоков зависит от масштаба извержения, состава пород вулкана, типа пирокластического потока, стратификации атмосферы, силы и направления ветра.
Критерии определения генетических типов пирокластических отложений
Всесторонний анализ особенностей типов пирокластических образований позволил автору найти те их характеристики, с помощью которых диагностика генетических типов пирокластических отложений облегчается и становится более достоверной.
Важнейшими вопросами изучения пирокластических отложений являются: "Как же на практике, непосредственно в полевых условиях, различать типы пирокластических отложений? С помощью каких характеристик уточнять проведенную диагностику? Каковы главные критерии, по которым определение генетических типов пирокластических отложений андезитовых вулканов будет наиболее достоверным?"
В таблице 1 показаны основные характеристики генетических типов пирокластических образований андезитовых вулканов Камчатки.
Предположим, что мы остановились перед незнакомым разрезом пирокластических отложений в 5-7 км от центра извержения. На таких расстояниях от кратера вулкана проявляются почти все генетические типы пирокластики катастрофических и некатастрофических его извержений, а влияние экзогенных факторов невелико.
В разрезе сразу обращают на себя внимание крупные "слои" мощностью до 3-5 м, в которых хаотически распределены обломки разного размера. Снизу и сверху этого крупного "слоя" лежат слои песчаного и алевропелитового материала, количество обломков пород в которых незначительно.
Визуально выделенный "крупный слой", по всей вероятности, будет отложениями пирокластического потока. Качественные характеристики потоков (большие мощности, высокое содержание хаотически распределенных крупных обломков и глыб, размеры которых не превышают первых метров, плохая сортированность материала и т.д.) сходны лишь с агломератом направленного взрыва (см. табл.1). Но если отложения пирокластических потоков имеют светлые, в целом равномерные окраски обломков и заполнителя, то образования агломерата - пестрые. Обломки в агломерате представляют собой породы разрушенных взрывом куполов или постройки вулкана, долгие годы (периоды покоя между активизациями вулканов могут превышать тысячу лет) подвергавшиеся постмагматическому преобразованию. Размер обломков достигает 10 и более метров, а их содержание в отложениях - до 80 %.
Отложения пирокластических потоков всегда окаймляются образованиями пирокластических волн, отложениями пепловых облаков пирокластических потоков, но нередко также и отложениями тефры. При катастрофических извержениях вулканов с пирокластическими потоками часто соседствуют образования песка направленного взрыва.
Песчаные отложения с небольшим содержанием обломков размером до 10 см, лежащие ниже и выше пирокластического потока, будут, вероятно, соответствовать отложениям пирокластических волн или песка направленного взрыва.
Отложения приземной пирокластической волны отличаются от других вышеназванных типов отложений небольшой мощностью (часто раз в 10 меньшей, чем мощность вышележащего пирокластического потока), хорошей отсортированностью материала, неясновыраженной слоистостью. Мощности отложений волны пеплового облака и песка взрыва сопоставимы, для них характерна слоистость, сортированность материала в каждом из слоев (см. табл.1).
Характерным отличительным признаком отложений приземной волны, залегающих в основании потока, является их постепенный переход в отложения потока. В случае залегания под потоком материала волн пепловых облаков, которые были отдифференцированы от первых порций потока, имевших меньшую, чем 5-7 км протяженность, граница между этими отложениями будет четко зафиксирована тонким слоем пепла облаков потоков, отложившимся на кровле слоя волны пеплового облака. Напомним, что мы рассматриваем разрез пирокластических отложений в 5-7 км от кратера вулкана
Наиболее тонкозернистыми, однородными, хорошо отсортированными будут отложения пепловых облаков пирокластических потоков (ash cloud of flows). Они перекрывают поток и его окрестности слоем равной мощности, а на расстоянии 1-5 км от боковых частей потока постепенно выклиниваются. По направлению ветра их отложения могут распространяться на десятки километров.
Отложения тефры охватывают большую площадь, чем пеплов облаков потоков, так как эруптивные облака, из которых происходит сепарация частиц тефры, поднимаются выше, чем пепловые облака потоков, и распространение их целиком подвластно ветру.
Мощность отложений тефры у кратера вулкана небольшая (она как бы перебрасывается эксплозиями на некоторое от него удаление), что отмечено в работах [11,18 и др.], на некотором расстоянии от вулкана - максимальная, затем на протяжении сотен километров постепенно уменьшается и выклинивается. В каждой из точек изучения отложения тефры имеют различный гранулометрический состав [19,20], но везде стратифицированы, что обусловлено эоловой гравитационной дифференциацией. Отложения пепловых облаков пирокластических потоков одного извержения везде (в ближней и дальней зонах вулкана) однородны и одинаковы по гранулометрическому составу, так как процесс отложения пеплов - одноактный, завершающий кульминационную фазу извержения вулкана.
Итак, в полевых условиях благодаря стратиграфическим и структурно-текстурным особенностям отложений можно четко различать образования агломерата направленного взрыва и пирокластических потоков, но отложения пепловых облаков потоков можно перепутать с отложениями тефры, а отложения разновидностей пирокластических волн - между собой и с песком направленного взрыва.
|
|
|
Рис.5 |
Заполнители потоков наиболее крупнозернисты, поэтому их кривые занимают нижнее положение на графике (см. рис.5); на диаграммах, отражающих распределение разных фракций заполнителя, видно, что частицы крупных размеров преобладают (см. рис.4). Кумулятивные кривые гранулометрического состава заполнителей агломерата направленного взрыва резко отличаются от других типов пирокластики. У заполнителей каждого из типов отложений преобладают или одна, или две фракции, а у заполнителей агломерата превалируют сразу четыре фракции примерно одинакового содержания (см. табл.1). Заполнители отложений приземных пирокластических волн имеют одну, превосходящую другие, фракцию (такую же, как и заполнители потоков), но содержание этой фракции названных отложений достигает 40-45 %, а заполнителей потоков -меньше 25 % (см. рис.4). Для отложений волн пепловых облаков (ash cloud surge) характерны две превалирующие фракции: такая же, как и у потоков и наименьшая (частицы размером менее 0.056 мм), содержание которой может достигать 35 %. Преобладающая фракция отложений пепловых облаков потоков - наименьшая (до 55-60 %), доля каждой из других не превышает 15 %, обломков нет. У заполнителей песка направленного взрыва превосходящей является одна, но крупнозернистая фракция (до 35 %) (см. рис.4). Средние медианные диаметры и средний размер частиц заполнителей пирокластических потоков и агломерата направленного взрыва одинаковы, хотя у потоков большие вариации этих значений (см. табл.1). Коэффициенты сортировки заполнителей отложений показывают худшую отсортированность материала агломерата направленного взрыва. Гранулометрические характеристики заполнителей отложений пирокластических волн большие по величине, чем заполнителей потоков, и меньшие, чем показатели тефры дальнего разноса и отложений пепловых облаков потоков. Характеристики песков направленного взрыва - самые высокие среди пирокластики андезитовых вулканов (см. табл.1), что является хорошим отличительным признаком этих отложений от других. Учитывая вышесказанное, можно утверждать, что гранулометрический состав заполнителей пирокластических отложений (распределение фракций, наклон и местоположение кумулятивных кривых состава на графике, величины гранулометрических характеристик) может являться достоверным критерием определения типов пирокластики.
Изучение микростроения образцов ненарушенного сложения пирокластических отложений показало, что образования тефры и волн пепловых облаков агрегированы, а приземных - нет [12]. Кроме этого, выяснилось, что агрегаты тефры более крупные по размерам, чем агрегаты волн пепловых облаков. Это еще одно доказательство факта, что отложения тефры и волн пепловых облаков действительно формируются из "пирокластических облаков". Тефра сепарируется из эруптивных туч, а отложения пирокластических волн пепловых облаков - из "волны пеплового облака" - промежуточного "слоя" между пирокластическим потоком и пепловыми облаками пирокластического потока, которые образуются в результате конвективной гравитационной дифференциации пирокластической массы при низвержении ее на склон вулкана в кульминационные фазы извержения. Таким образом, изучение микростроения образцов пирокластических отложений может существенно уточнять диагностику их генетических типов.
Уточняющим критерием определения генетических типов пирокластики может служить также вещественный состав (химический и минеральный) заполнителей отложений. Например, если содержание ювенильного вещества в заполнителе потоков может достигать 60-80 %, то в заполнителе агломерата взрыва оно очень мало - от первых до 10-15 % (см. табл.1). Наибольшим содержанием оксида кремния обладают породы тефры дальнего разноса, несколько меньшим - пеплы облаков потоков, состав других типов отложений (за исключением агломерата взрыва), в разной мере похож на состав обломков пород извержения вулкана [12]. Таким образом, с помощью изучения вещественного состава пород можно уточнять диагностику некоторых генетических типов пирокластических отложений вулканов.
Содержание "тяжелых" и "легких" минералов (по плотности твердой фазы) в заполнителях типов пирокластики различно. Это находит отражение в том, что плотности твердой фазы заполнителей типов отложений одного масштаба извержений вулкана хорошо различаются, хотя в среднем, за исключением пеплов облаков потоков, они похожи (см. табл.1).
Плотность естественного сложения недавно сформировавшейся пирокластики (в зависимости от масштаба извержения вулкана это время измеряется от нескольких дней до нескольких месяцев) различна для каждого из ее типов. Наименьшей плотностью сложения обладают отложения пепловых облаков пирокластических потоков (0,87-1,20 г/см3), наибольшей - образования песка направленного взрыва (1,50-1,77 г/см3) (см. табл.1).
Пористость отложений зависит, в основном, от их гранулометрического состава и плотности сложения в естественном залегании. Наибольшими показателями обладают отложения пепловых облаков потоков, наименьшими - породы пеплово-глыбовых пирокластических потоков.
Таким образом, комплексные - качественные и количественные - методы исследования пирокластических отложений андезитовых вулканов позволяют с достаточной степенью достоверности проводить диагностику их генетических типов.
Основными критериями определения генетических типов пирокластики являются: стратиграфический (залегание, протяженность, мощность отложений, границы с ниже- и вышележащими), структурно-текстурный (слоистость, количество и распределение обломков в заполнителе отложений).
Подтвердить и уточнить диагностику генетических типов пирокластики помогут критерии: гранулометрический состав заполнителей отложений (распределение фракций, наклон и местоположение кумулятивных кривых состава на графике, численные значения гранулометрических статистических коэффициентов), химический и минеральный составы пород (содержание кремнезема и других элементов, ювенильного вещества), физические свойства отложений (плотность твердой фазы, плотность естественного сложения, пористость).
Список литературы
Арамаки С. Пирокластические потоки и кальдеры Японии // Вулканизм островных дуг. М.: Наука. 1977. С. 164-172.
Асатуров М.Л., Будыко М.И., Винников К.Я. и др. Вулканы, стратосферный аэрозоль и климат Земли // Ленинград: Гидрометеоиздат, 1986. 256 с.
Башарина Л.А. Водные вытяжки пепла и газы пепловой тучи вулкана Безымянного // Бюлл. вулканол.ст. 1958. N 27. C. 38-42.
Богоявленская Г.Е., Брайцева О.А. О генетической классификации пирокластических отложений и типах отложений извержения вулкана Безымянный 1955-1956 гг. // Вулканология и сейсмология. 1988. N 3. С. 39-55.
Брайцева О.А., Кирьянов В.Ю. О прошлой активности вулкана Безымянный по данным тефрохронологических исследований // Вулканология и сейсмология. 1982. N 6. С. 44-55.
Брайцева О.А., Мелекесцев И.В., Богоявленская Г.Е. и др. Вулкан Безымянный: история формирования и динамика активности // Вулканология и сейсмология. 1990. N 2. С. 3-22.
Брайцева О.А., Мелекесцев И.В., Пономарева В.В. Возрастное расчленение голоценовых образований Толбачинского дола // Геологические и геофизические данные о Большом трещинном Толбачинском извержении 1975-1976 гг. М.: Наука, 1978. С. 64-72.
Брайцева О.А., Мелекесцев И.В., Флеров Г.Б. и др. Голоценовый вулканизм Толбачинской региональной зоны шлаковых конусов // Большое трещинное Толбачинское извержение. Камчатка. 1975-76 гг. М.: Наука, 1984. С. 177-209.
Будыко М.И., Голицын Г.С., Израэль Ю.А. Глобальные климатические катастрофы. М.: Гидрометеоиздат, 1986. 160 с.
Гирина О.А. Пирокластические образования вулкана Безымянный извержений 1984-1989 гг. // Вулканология и сейсмология. 1993. N 4. C. 88-97.
Гирина О.А. Пирокластические отложения извержения вулкана Безымянный в октябре 1984 г. // Вулканология и сейсмология. 1990. N 3. С. 82-91.
Гирина О.А. Пирокластические отложения современных извержений андезитовых вулканов Камчатки и их инженерно-геологические особенности // Владивосток: Дальнаука, 1998. 174 с.
Горшков Г.С. Извержение сопки Безымянной // Бюлл. вулканол. ст. 1957. N 26. С. 19-72.
Горшков Г.С., Богоявленская Г.Е. Вулкан Безымянный и особенности его последнего извержения 1955-1963 гг. М.: Наука, 1965. 172 с.
Горшков Г.С. К вопросу о классификации некоторых типов взрывных извержений // Проблемы вулканизма. Ереван: Изд-во АН АрССР, 1959. С. 55-60.
Горшков Г.С. Направленные вулканические взрывы // Геология и геофизика. 1963. N 12. С. 140-143.
Гущенко И.И. Реконструкция пирокластических ареальных отложений (тефры) // Вулканология и сейсмология. 1986. N 4. С. 17-33.
Дубик Ю.М., Меняйлов И.А. Новый этап эруптивной деятельности вулкана Безымянный // Вулканы и извержения. М.: Наука, 1969. С. 38-77.
Кирьянов В.Ю. Гравитационная эоловая дифференциация пеплов вулкана Шивелуч (Камчатка) // Вулканология и сейсмология. 1983. N 6. С.30-39.
Кирьянов В.Ю., Рожков Г.Ф. Гранулометрический состав тефры крупнейших эксплозивных извержений вулканов Камчатки в голоцене // Вулканология и сейсмология. 1989. N 3. С. 16-29.
Макдональд Г. Вулканы. М.: Мир, 1975. 432 с.
Мелекесцев И.В. Вулканизм и рельефообразование. М.: Наука, 1980. 212 с.
Banks N.G. and Hoblitt R.P. Summarie of 1980 deposits // The 1980 eruptions of Mount St. Helens. Washington . U.S. Geol. Survey Prof. Paper. 1981. P. 295-313.
Fenner C.N. The origin and mode of emplacement of the great tuff deposit in the Valley of Ten Thousand Smokes // Nation. Geogr. Soc., Contrib.Tech.Papers, Katmai Ser. 1923. N 1. P. 1-74.
Ficher R.V. Models for pyroclastic surges and pyroclastic flows // J.Volcanol. Geotherm. Res. 1979. V 6. P. 305-31
Fisher R.V. and Heiken G. Mt.Pelee, Martinique. May 8 and 20, 1902 pyroclastic flows and surges // J. Volcanol. Geotherm. Res. 1982. 13. P. 339-371.
Fisher R.V. and Schminke H.U. Pyroclastic rocks // Springer -Verlag. Berlin, Heidelberg, New York, Tokyo. 1984. 472 p.
Lacroix A. La Montagne Pelee et ses eruptions // Masson et Cie, Paris. 1904. P. 1-662.
Miller T.P. and Smith R.L. Spectacular mobility of ash Hows aboung Aniakchak and Fisher calderas, Alaska // Geologi. 1977. V. 5. P. 173-176.
Perret F.A. The eruption of Mt. Pelee 1929-1930 // Carnegie Inst. Washington Publ. 1937. V. 458. P. 126.
Sigurdsson M., Carey S.N., Fisher R.V. The 1982 eruptions of El Chichon volcano, Mexico. Physical Properties of Pyroclastic Surges // Bull.Volcanol. 1987. V.49. P. 467-488.
Sigurdsson H., Houghton B.F., McNutt S.R., Rymer H. and Stix J. Encyclopedia of Volcanoes // Academic press. San Diego, San Francisko, New York, Boston, London, Sydney, Toronto. 2000.
Sparks R.S.I., Walker G.P.L. The ground surge deposit - a third type of pyroclastic rock // Nature. Physical Science. 1973. V. 241. P. 62-64.
Sparks R.S.J. Gas release rates from pyroclastic flows: An assessment of the role of fluidization in their emplacement // Bull. Volcanol. 1979. V. 41. P. 1-9.
Sparks R.S.J. Grain size variation in ignimbrites and implications for the transport of pyroclastic flows // Sedimentology. 1976. V. 23. P. 147-188.
Sparks R.S.L., Wilson L. A model for the formation of ignimbrite by gravitational column collapse // J.Geol. Soc.London. 1976. V. 132. P. 441-451.
Thorarinsson S. Laxargliufur and Laxarhraun, a tephrochronological study // Mus.Nat.Hist. Reykjavik. 1951. P. 2-88.
Wilson L. Explosive volcanic eruptions. 111 Plinian eruption columns // Geophys. J. R. Soc. 1976. V.45. P. 543-556.
Wilson C.J.N., Walker G.P.L. Ignimbrite depositional facies: the anatomy of a pyroclastic flow // J.Gtol.Soc. London, 1982. V. 139. P. 581-592.
Wright J.V., Smith A.L., Self S. A working terminology of pyroclastic deposits // J.Volcanol. Geotherm. Res. 1980. V. 8. P. 315-336.
Wright J.V., Smith A.L., Self S.A. A terminology for pyroclastic deposits // Tephra studies Reidel Publ.Co., Dordrecht. Holland, 1981. P. 457-463.