|
При описании
петрографических разновидностей гиалокластитов отмечено, что они образуются в
водной среде в результате быстрого охлаждения и гидратации мелких обломков
лавы. Вопросу генезиса и описанию гиалокластптов посвящена обширная
литература, частично приведенная в работ..* И. В. Хворовой п др. [124],
Классической областью образования гиалокластптов следует считать Исландию
[34].
Гиалокластические потоки текстурно можно разделить на два
типа: глыбовые гиалокластптовые потоки н подушечные.
Глыбовые гиалокластитовые потоки. Они образуются в
результате дробления лавы на крупные глыбы и мелкообломочный материал при
быстром охлаждении («термический шок»). Крупные глыбы, сложены
раскрпсталлнзо- ванными лавами, а мелкообломочный материал превращен в
гидратирован- пое стекло. Такого типа базальтовые лавовые потоки можно
наблюдать при формировании лавовых потоков в мелководных условиях, как,
например, па мысе Ловцова, о, Кунашир и па многих других островах Курильской
гряды. К мелководным гналокластитам можно отнести андезитовые лавовые потоки
Чехословакии в 20 км южнее г. Зволеп, наблюдавшиеся автором п детально
изученные В. Конечным п А. Мпхалпковой, где миоценовая лавово-пирокла-
стическая толща общей мощностью около 300 м сформирована в мелководных условиях. Лавовые потоки имеют мощность от 0,5 до 30 м. Преобладающая мощность 5 м. Маломощные потоки наиболее раздроблены и частично превращены в гиалокластиты.
Лавовые потоки разделены гиалокластнтовой брекчией мощностью до 3 м, состоящей пз грубого псаммитового и мелко- псефитового материала. Мелкообломочный материал
представлен преимущественно гидратпзированным стеклом.
Во фрагментах гиалокластптов малых и средних глубин часто
наблюдается пористость. В глубоководных гиалокластитах поры отсутствуют. По
данным И. О. Мурдмаа [97], на глубинах более 4 км летучие растворяются в лаве, что исключает образование пор.
При описании пенистых лавовых потоков упоминались
дацитовые потоки Армении, в которых в нижней части залегает пенистый
агломерат мощностью 5—6 м и гиалокластит мощностью 3—4 м. Лавовые потоки изливались
па влажную поверхность, вследствие чего происходила гидратация дацпта. В
нижней части потока пемза содержит воды до 6%. выше лежащий гиалокластит— 2%,
а дацпт всего 0,5%. В процессе гидратации дацита и превращения его в
гиалокластит происходит быстрое охлаждение и растрескивание. Вероятно, в
процессе превращения расплава в гиалокластит движения лавы не происходит, так
как мелкообломочпый материал размерами до 0,5 см плотно прилегает друг к другу подобно столбчатой отдельности в лаве без связи, В породе
сохраняется полосчатая эвтакситовая текстура, по при легком ударе молотком
лава рассыпаемся на отдельные мелкие псаммитовые и мелко- псефитовые обломки.
В пределах общей гиалокластнтовой массы выделяются полосы мощностью до 30 см, в которых сохранились не гпдратнровапные участки дацпта, имеющие вид лепешкообразных включений
[130].
Большим распространением гиалокластиты пользуются
на дне океана, где проявление вулканизма ограничивается излиянием лавовых
потоков В процессе излияния лавовых потоков в результате «термического шока*
происходит дробление лавы с образованием гидратнровапного стекла. В океанах
области распространения гпалокластов обширны, по условия залегания пх изучены
недостаточно.
Подушечные гиалокластитовые потоки. При
формировании подушечных лап иногда образуются гиалокластиты. Здесь процесс
образования гиалокластптов очлниен or такового в глыбовых потоках. Там
дробление происходит за счет термического шока, а здесь в тех случаях, когда
внутреннее давление газов подушек больше, чем внешнее давление водяного
столба, происходит дробление подушек. Наряду е этим процессом во многих
регионах нами наблюдалось сферическое скалывание материала вследствие закалки
верхнего слоя при неравномерном охлаждении, т. е. шелушение. Одновременно со
скалыванием сферических фрагментов происходит дробление их на мелкие обломки,
выполняющие промежутки между подушками. В этом случае количество обломочного
гпалокластита не велико.
Поскольку образование подушечных гпалокластитов происходит
в результате дробления лавового материала, обломки имеют угловатую форму, а
при сильной пористости подушек — ячеистую поверхность. Вместе с тем пе
исключена возможность, что во время излияния подушечных лав поступление
мелкообломочного пирокластпческого материала иногда происходит в результате
взрывов подводных вулканов. Эта пирокдаетпка может иметь обтекаемую форму.
Среди подушечных гпалокластитов Южного Урала отмечается мелкообломочный
материал с обтекаемой формой — гранулы [124].
В заключение следует отметить морфологические особенности
гпалокластитов. В глыбовых гиалокластитовых потоках скопление
гиалокластитового материала наблюдается в верхних и нижних частях потоков и
частично между глыбами, как, например, в Чехословакии, вблизи г. Зволеи. В
монолитных гиалокластитовых потоках, таких как дацитовые лавы Армении,
гиалокластиты образуют зоны в пределах лавовых потоков. В подушечных потоках
гиалокластитов обломочный стекловатый материал располагается между подушками
и их обломками.
Одновременно можно сказать, что подушечные гпалокластитовые
агломераты пнрокластической природы часто принимаются за лавовые
гпалокластитовые потоки. Отличие заключается в том, что в гиалокластитовых
подушечных агломератах содержится большое количество гиалокластпки и подушки
погружены в псе. Мелкий обломочный материал часто имеет форму гралул —
оплавленных фрагментов. Дробленые подушки могут отсутствовать, и поверхность
подушек часто обладает гладкой поверхностью без следов шелушения. Поскольку
гиалокластиты входят в группу эффузивпо-обломочиых пород, гиалокластиты
пнрокластической природы следует выделять особо. Дж. Гопорез и П. Кпрст [146]
предлагают назвать их гиалотуфами. Они обычно образуются в мелководных
условиях при пирокластических извержениях.
|