|
Наряду с монолитными
лавовыми потоками в природе широким развитием пользуются лавовые потоки,
расчлененные на отдельные фрагменты в процессе формирования. Их можно по
структуре фрагментов разделить на два типа — с бесформенными глыбами и
фигурными. По типам цементации они также разделяются на сцементированные
лавой и сцементированные геохимически вторичными минералами, причем лава
может быть первичной п вторичной. По фацнальным условиям они отлагаются в
наземных, подводных и подледных условиях, приурочиваяеь к различным ландшафтам.
Расчлененные лавокластитовые потоки
Подобного рода лавовые потоки известны среди пород
различных типов вулканизма. Океанский вулканизм даст большое количество лав
основного состава. В подводных условиях, как показали исследования последних
лет, в процессе излияния происходит дробление лавового материала в одних
случаях с образованием гиалокластптов, а в других, где более крупные глыбы,—
лавокластитов. В близких условиях образуются лавокластиты при гее-
сипклиналыюм вулканизме н орогенном в прибрежпо-морекпх условиях. В наземных
условиях при появлении орогенпого, посторогенно'го, платформенного и
рпфтового вулканизма лавокластитовый материал образуется по всей мощности
потоков, ограничиваясь только верхней нлп нижней частью их.
Наиболее изучены лавокластитовые лавовые потоки в наземных
и при- брежпо-морских орогенических областях. В наземных условиях лавовые
потоки, раздробляясь па отдельные бесформенные глыбы, часто тут же
сплавляются в общую массу, в которой хорошо различимы отдельные глыбы. В прнбрежно-морекпх
условиях, как, например, на побочном прорыве Таке- томп, вулкана Алаид,
базальтовые лавовые потоки, спускаясь в воду, растрескивались на отдельные
фрагменты — от крупных глыб до миллиметровых обломов, при этом не теряя
компактности. На стыках обломков можно наблюдать только небольшое окисление
железистых минералов и разложение стекла, окрашивающих контактные поверхности
в коричневый цвет. Эти лавовые потоки петрографически сложены брекчневой
лавой (лавобрекчией).
В наземных условиях в процессе расчленения лавовых потоков
па глыбы и особенно при последующем движении их происходит скалывание
поверхности обломков и заполнение ими промежутков между крупными глыбами.
Этот процесс часто сопровождается притоком кислорода, вторичным разогревом
мелкообломочного материала и расплавлением его. Так возникает вторичная лава,
цементирующая крупные глыбы, породу в целом в этом случае следует относить к
кластолавам. В лавовых потоках кислого состава мелкообломочный материал,
вспучиваясь, приобретает светло-серый цвет, а если глыбы сложены черным
обсидианом или перлитом кластолавовое строение четко выделяется. Такие
кластолавы наблюдались мной на Камчатке, в Закарпатье, Армении, Приморье,
Чехословакии н в других регионах,
В основных лавовых потоках мелкообломочный материал часто
сплавляется без вспучивания, с разной степенью окисления, окрашивая породу
иногда в ярко-красный цвет.
Изучение вторичных лав на побочных кратерах Ключевского
вулкана показало, что под микроскопом видны изменения главным образом в
стекле. Оно интенсивно пропитано бурыми окислами железа. Плагиоклаз обычно
свежий и редко разложен п замещен глинистой массой. Темноцветные минералы обычно
оставались совершенно свежими. Химические анализы показали увеличение
окисиого железа, которое здесь составляло иногда более 4%.
В тех случаях, когда лавовые потежи не дают большого
количества мел- кообломочпого материала, между глыбами лавы остаются пустоты,
которые впоследствии выполняются мелкообломочным материалом,
лавокластпческим, вулкапотерригепным или осадочным, превращаясь в
литифицпрованпую ла- вокластптовую породу.
Л а в о к л а с т и т о в ы е потоки па крут ы х склонах
имеют корытообразную поверхность. Это обусловлено тем. что в процессе
излияния лавового потока по его бортам нагромождается лавокластитовый
материал по всей мощности потока, а в средней части глыбовый материал слагает
только верхнюю и нижнюю части потоков, составляя 30—50% мощности потока. На
крутых склонах жидкая лава, находящаяся в средней части потока, полностью
перемещается (истекает) в пониженные части рельефа, оставляя на месте только
глыбовый материал. Это наблюдалось в процессе формирования второго потока
Северного прорыва БТТИ, 1975 г. [32] (см. 41, а). Аналогичные
лавокластитовые потоки можно наблюдать на многих вулканах Камчатки и
Курильских островов.
Глыбовый материал наземных лавоклаетнтовых потоков
характеризуется следующим: размер глыб в зависимости от типа лавовых потоков
измеряется от 1 дм до нескольких метров. Форма глыб при небольших их размерах
может быть округлой, а в жидких лавовых потоках — окатанной (обмятой).
Крупные глыбы угловатые, остроугольные. Пористость различная — от шлака до
весьма слабой. Поверхность глыб шероховатая, рваная, иногда чешуеобразная.
островолокннстая.
Лавовые потоки на болотистых почвах формируются под
воздействием взрывной силы пара, образующегося из подпочвенной влаги и под
влиянием растрескивания, вследствие быстрого охлаждения. Это ведет к
образованию различного типа поверхностей глыб. В первом случае они неровные,
шероховатые, а во втором раскалывание происходит по неровным поверхностям.
Здесь пе наблюдается образование кластолав и вторичного спекания.
С у б а к в а л ь н ы е л а в о к л а с т и т о в ы с
потоки формируются па различных глубинах — от прибрежных до океанических
глубин. Эти лавовые потоки имеют ряд отличительных особенностей. В них не
образуются лаво- клаетиты за счет вторичной лавы, не проявляется окисление
вследствие вторичного разогрева. Мелкий обломочный материал обычно
приобретает гиа- локластитовый характер. Пористость в глыбах снижается
одновременно с глубинностью.
Подледные лавовые потоки широко известны в
Исландии. Извержение под мощным ледовым покрытием сопровождается плавлением
льда и скоплением подо льдом больших масс воды, что иногда сближает эти
извержения с подводными. При этом, так же как и в подводных условиях,
образуются гиалокластиты и подушечные лавы.
В орогенпых вулканических областях, где лавовые потоки
изливаются па ледники, создается иная обстановка. Для примера можно привести
некоторые данные по побочному прорыву ВВС-4 * Ключевского вулкана в
августе—декабре 1974 г. Прорыв произошел на юго-западном склоне вулкана в
истоках ледника Богдановича [17]. На трещине длиной 400—500 м образовалось
два кратера: верхний па высоте 3600 м и нижний на 3400 м. Основная масса лавы изливалась из нижнего кратера, пропилив во льду каньон глубиной 20—30 м.
Излияние лавы продолжалось в течение четырех месяцев. На крутом склоне
вулкана (25—30°) отдельные порции лавового потока изливались со скоростью
30—120 м/с, образуя лавопады. В процессе плавления ледника происходили
различной силы фреатичеекпе взрывы, дробившие лаву. 12 октября был отмечен
наиболее мощный фреатичеекий взрыв, и результате которого часть ледника
протяженностью 700 м. находившегося под потоком, вместе с глыбовым материалом
лавы взметнулась в воздух на высоту до 500—600 м. Первые порции лавы пе
успели полностью проплавить ледник, и на отдельных участках наблюдалось
излияние последующих порций лав под застывшими участками лавового поток;:
первых порций. В результате извержения сформировался лавовый поток длиной
2—2,5 км и шириной 0,5—0,6 км. В значительной мере он сложен обломочным
материалом, а на отдельных участках полностью. Излияние лавы в ледовой
обстановке повлияло не только па монолитность лавы, но п на форму лавового
потока. Постоянное соприкосновенно со льдом приводило к дроблению лавы и
нагромождению мате- . риала, что сокращало площадь потока. Сравнение объема
материала, крутизны склона (20 -25°) и вязкости лавы с лавовыми потоками того
же вулкана, изливавшимися не в ледовой обстановке, позволяет предположить,
'по длина его была бы в 3—4 раза больше.
Интересно отметить, что в процессе формирования потока
гиалокластиты по образовались, так же как и при извержении лавовых потоков в
море вулкана Ало ид в прорывах Такетоми 11934 г.) и Олимпийском (1972 г.).
|