пірокластичні відкладення андезитового вулканів і діагностика їх генетичних типів

Показані сучасний стан і актуальність вивчення пірокластичні відкладень андезитового вулканів; характерні особливості та критерії діагностики кожного з генетичних типів відкладень.

Вступ

Виверження вулканів - зовнішній прояв глибинних планетарних процесів Землі. Різноманітність природних обстановок (ендогенних і екзогенних умов), в яких існують вулкани, обумовлює різноманіття типів їх вивержень.

Найбільш поширеним типом вулканічної активності є експлозівная діяльність вулканів, в результаті якої на поверхню землі надходить пірокластичні матеріал. Частка пірокластичні продуктів при виверженнях вулканів різна. Наприклад, при виверженнях гавайського типу вона мала, при плініанскіх -- переважає, а часом є єдиним продуктом виверження. Структурно-текстурні особливості пірокластичні відкладень визначаються властивостями вихідної магми, її газонасиченості, в'язкістю і т.д., а також динамікою експлозівной активності вулкана.

Найбільш небезпечними є виверження вулканів, які постачають на поверхню землі пірокластичні продукти ріолітового, дацітового і андезитового складів, в зв'язку з раптовістю і катастрофічними масштабами таких вивержень. Усім відомі наслідки вивержень вулканів Мон-Пеле на острові Мартініка (1902 р.), Безіменний на Камчатці (1956 р.), Сент-Хеленс у США (1980 р.), Унзен в Японії (1991 р.) і т.д.

В цілому, в даний час пірокластичні освіти середнього - кислого складів поділяються на такі генетичні типи: відкладення 1 - тефри або пірокластікі, що випала з еруптивних хмар (pyroclastic fall), 2 - пірокластичні потоків (pyroclastic flows), 3 - пірокластичні хвиль (pyroclastic surges), 4 - Попільні хмар пірокластичні потоків (ash cloud of pyroclastic flows) або коігнімбрітових облаков (co-ignimbrite plumes).

Генетичні типи пірокластичні відкладень        

            

Рис. 1     

Відкладення тефри (pyroclastic fall) являють собою освіти, формування яких відбувається під дією гравітації з нижніх частин що піднімається над кратером вулкана вертикальної еруптивної колони і з Попільні хмари, трансформованому з цієї колони (рис.1) [12]. Термін "тефра", в розумінні С. Торарінсона, який запропонував цю назву для позначення всіх уламкових утворень, що мають ознаки повітряної транспортування з кратера [37], в світовій практиці зараз вживається досить рідко, тому що зі збільшенням ступеня детальності дослідження пірокластікі, стало ясно, що цей термін об'єднує спектр відкладів різного генезису. У нашій країні термін "тефра" залишився для позначення певних утворень (див. визначення), які за кордоном називають сьогодні "pyroclastic fall" [32].

За розмірами частинок відкладення тефри підрозділяються на бомби (брили), лапіллі і вулканічний попіл.

Освіта відкладень тефри, в загальних рисах, полягає в наступному. У результаті експлозій над кратером вулкана формується еруптивні колона, яка у верхній своїй частини перетворюється на еруптивні хмару. Висота, діаметр еруптивної колони залежать від початкового імпульсу руху; від складу надходить речовини, його витрат, тобто пов'язані з ендогенними процесами. Поширення еруптивної хмари цілком підвладне атмосфері (її стратифікації, вологості; напрямку і силі вітру і т.д.), тобто залежить від екзогенних факторів.

Поблизу вулкана випадають грубі уламки, на далеких від нього відстанях (до сотень і тисяч кілометрів) відкладення поступово стають тонкозернистим. У міру віддалення від вулкана окрім гранулометричного, змінюється також мінеральний склад попелом, що пояснюється еолової гравітаційної диференціацією матеріалу.

При сильне виверження вулканів, особливо андезито-дацітових, на відстані в сотні і тисячі кілометрів від вулкана відбувається відкладення великих за потужності шарів попелом. Згодом ці попелу стають маркірують горизонтами, службовцями стратиграфічні реперами при вивченні осадових товщ, так як їх освіта на всій площі відбувається майже одночасно і в короткі терміни (від годин до кількох місяців). За допомогою тефрохронологіі, наприклад, відновлена історія розвитку приблизно 10 вулканів Камчатки [5-8 и др.].

Найбільш тонкі (розміром в десятки мікрон і менше) фракції попелом при сильних плініанскіх виверженнях вулканів досягають верхніх шарів атмосфери і переносяться в стратосфері на великі відстані [21]. Наприклад, вважається, що попіл вулкана Кракатау виверження 1883 три рази обігнув Землю, перш ніж випав на поверхню землі. Атмосферні явища, викликані виверженням вулкана Кракатау, зберігалися протягом більше п'яти років, вулкана Агунг - три роки [21]. Тонкі попелу мають високу адсорбційної здатністю [2,3,9,17], і в стратосферу потрапляють вже, по суті, аерозолі - тверді частинки з адсорбованими іонами газів і парів води в повітряному середовищі. Винос великої кількості тонких попелу в стратосферу зменшує сонячну радіацію, і в минулому, на думку деяких дослідників, став причиною похолодання клімату та заледенінь Землі [2,9,22,28 и др.]. За даними вивчення вулканічних аерозолів (наприклад, виверження вулкана Ель-Чічон [31]) був зроблений прогноз розвитку "ядерної зими" на Землі, тому що пилової аерозоль, що виникає при ядерних вибухах, схожий з аерозолями вулканів [2,9].

За дальності поширення від центру виверження і висоті викидів попелу, даються оцінки сили і енергії експлозівного виверження [17]. З'ясовано, що речовинний склад відкладень тефри обумовлює приуроченість їх певним енергетичним класами експлозівних вивержень вулканів. Наприклад, експлозівние виверження, що дають попелу базальтового складу, не зазначені вище 12-го енергетичного класу, андезитового складу - зустрінуті в межах 3-го -- 14-го класів, дацітового - в межах 5-го - 16-го класів. Глобальний рознос попелом, що потрапляють в шари Тропопауза, відзначений від 11,5 і вище енергетичного класу [17].        

            

Рис. 2     

Для позначення всіх видів потоків, складених розпеченими уламками, С. Арамакі запропонував загальна назва - пірокластичні потоки   [1].

пірокластичні потоки являють собою суміш різнорозмірних пірокластичні матеріалу і газу, що має в основному Ламінарна протягом; причому кількість уламків в суміші значно перевищує газову складову (див. рис.1) [4,32,35].

Головними механізмами освіти пірокластичні потоків вважаються: а) колапс еруптивної колони; б) колапс екструзівного купола або фронту лавового потоку на його схилі [27, 40, 41 та ін].

В першому випадку освіта потоків відбувається в результаті обвалення частини вертикальної колони, в якій швидкість підйому і несуча здатність газопепловой струмені досягають мінімуму (рис.2) [25,27,36]. Такий механізм утворення потоків називається "суфріерскім" [21], по вулкану Суфріер, де він чітко проявляється. Дальність розповсюдження потоків, в основному, визначається кількістю руху та гравітацією, але велика роль у цьому також газонасиченості і автоексплозівності матеріалу [24].

Другий тип механізму утворення потоків отримав назву "тип Мерапі", за вулкана Мерапі, о.Ява [21] (ріс.2б). У міру зростання екструзівного куполу вулкана його окремі сектори поступово стають нестійкими і обрушуються, в результаті чого по схилу вулкана скочуються пірокластичні маси, схожі на лавини. Такі ж лавини формуються в результаті обвалення крутих фронтальних частин лавових потоків на куполі вулкана.        

            

Рис. 3     

пірокластичні потоки розповсюджуються з високою швидкістю - до 200 м/сек [21,27], рухаючись в першій частині свого шляху по жолобах і каньйонах (рис.3). Їх висока мобільність пояснюється виділенням розчиненого газу при руйнуванні ювенільних скловати часток і літоідних уламків (явищем автоексплозівності); нагріванням і розширенням повітря, захопленого фронтом і боковими частинами потоку [24,26,30,34,38,39]. Крім цього, при формуванні еруптивної колони відбувається засмоктування в неї повітря, який потім сприяє мобільності пірокластичні потоків, що утворюються при колапсі колони [23]. Пірокластичні потоки можуть долати високі перешкоди, що пов'язано, на думку Т. Міллера і Р. Сміта [29], не з розширенням газів, а з кількістю руху.

Для пірокластичні потоків характерно хаотичний розподіл різнорозмірних уламків в заповнювачі. Часто в розрізах відкладень потоків спостерігається також концентрація уламків смугами в середніх або верхніх їх частинах, пов'язана з локальними прискореннями переміщення матеріалу потоків.

Уламки в потоках представлені полуокатанним Ювенільним пемзовідним матеріалом, а також і резургентним, склад якої різноманітний: магматичні "корки" з меж вогнища, породи вивідного каналу вулкану, уламки з підошви і бічних частин долини, по якій слід потік і т.д. [27]. "Резургентнимі" вважають також породи зростаючого екструзівного купола, які зазнали постмагматіческому перетворення в періоди межкульмінаціонних фаз розвитку бані і що обрушилися під час виверження вулкану. Матеріал заповнювача пірокластичні потоків при русі по схилу вулкана добре перемішується, і його склад відбиває середній склад продуктів конкретного виверження вулкану [10,12].

Розрізняють два основних типи пірокластичні потоків. Відкладення пірокластичні потоків пористих андезитів несортоване, зміст уламків (часток розміром більше 2 мм) в них становить не більше 40-30%, а заповнювача, відповідно - 60-70%; брили досягають розміру 1-1,5 м. Потоки залягають згідно рельєфу; протяжність їх, в залежності від масштабу виверження, може досягати 10-20 км від кратера. Зміст ювенільного речовини в них буває до 80%. Поверхня відкладень -- рівна.

Відкладення   Попільні-брилових пірокластичні потоків також несортоване і залягають узгоджуючи з рельєфом, але кількість уламків у їхньому складі підвищений до 40-50%, розмір брил може досягати 7-10 м. Довжина потоків невелика - до 10 км, зміст власне ювенільного речовини в них - До перших десятків відсотків. На поверхні потоків чітко виражені бортові і фронтальні вали висотою до 10-15 м.

пірокластичні хвилі   являють собою високогазонасищенние турбулентні потоки з низьким вмістом уламкового матеріалу [25,32, 33,35]. Рушійною силою пірокластичні хвиль, як і потоків, є кількість руху магми, автоексплозівность, а також високі газонасиченості і температура матеріалу. Швидкість поширення таких хвиль досягає 100-150 км/год [21,27], дальність залежить від потужності виверження, складу, газонасиченості, температури пірокластікі, присутності на їхньому шляху значних по висоті перешкод і т.д. Хвиля притаманне стрімке, "ураганне" поширення від центру виверження; відзначалися випадки подолання ними перешкод висотою понад 600 м [120]. У той же час хвилі не піднімаються високо над землею (див. рис.1, рис.3) [32].

В даний час виділяються два основні різновиди пірокластичні хвиль: приземному хвиля і хвиля Попільні хмари.        

            

Рис. 4     

приземному пірокластичні хвиля   (ground surge), виділена Р. Спаркс і Г. Уолкером [33], утворюється при обваленні крайових частин еруптивної колони і за часом випереджає пірокластичні потік, що формується при колапсі центральній частині цієї колони. Деякі вчені вважають також, що такі хвилі виникають і в процесі руху пірокластичні потоку: завдяки підсосі повітря під фронтальних і бічних частинах потоку відбувається сепарація частинок його заповнювача і відкладення їх у вигляді піщаного прошарку в основі пірокластичні потоку [40,41]. Ці механізми утворення відкладень у якоюсь мірою пояснюють те, що породи приземної пірокластичні хвилі стелить і обрамляють відкладення пірокластичні потоків.

Відкладення приземної хвилі являють собою добре відсортовані середньо-грубозернисті піски з невеликою кількістю уламків розміром від 2 до 20-30 мм. Потужність відкладень при слабких виверженнях вулканів може досягати 10 см; при сильних, катастрофічних - 2-3 м [4,12]. Особливістю утворень є те, що їх перехід у відкладення пірокластичні потоків відбувається поступово, без різкої межі [12].

Яскравою рисою заповнювачів цих відкладень є одномодальное розподіл фракцій - Різке переважання частинок діаметром 0,125 - 0,25 мм (наприклад, до 30-42%, вулкан Безіменний (мал.4)) або 0,25 - 0,5 мм (наприклад, до 37-45%, вулкан Шивелуч). Уламків більше 2 мм міститься в них не більше 10%. Характерно, що переважні фракції заповнювачів приземних хвиль і пірокластичні потоків одного виверження - однакові.

Формування пірокластичні хвилі Попільні хмари (ash cloud surge, поняття ввів Р. Фішер [25]) відбувається в результаті конвективної гравітаційної диференціації пірокластікі при русі її по схилу вулкана [10,12,27]. При русі пірокластичні потоку над ним на кілька кілометрів у висоту піднімаються Попільні хмари пірокластичні потоку. Усередині цих хмар, безпосередньо над потоком, формується турбулентний нізкоплотностний високогазонасищенний і високотемпературний "шар", який поширюється прямолінійно і з високою швидкістю, може відриватися від тіла потоку і рухатися незалежно від нього. Цей "шар" і називається пірокластичні хвилею Попільні хмари.

Відкладення хвиль Попільні хмари, грубослоістие або монолітного вигляду, залягають у вигляді плям на відкладах пірокластичні потоків і запліску на бортах долини, по якою рухалася пірокластичні маса, зустрічаються у формі дюн і дюнного рельєфу, невеликих окремих потоків і протяжних покривів. Вони також можуть бути виявлені в основі пірокластичні потоків. Tогда на покрівлі відкладень хвиль Попільні облаков (ash cloud surge) звичайно залягає тонкий матеріал Попільні хмар пірокластичні потоків (ash cloud of flows) потужністю від перший міліметрів (якщо він формується після зупинки порцій пірокластичні потоків) до першого або десятків сантиметрів (якщо фіксує закінчення кульмінаційної фази виверження вулкану). Потужність відкладів хвиль Попільні хмар може досягати 1 - 2 м при слабких виверженнях вулканів і 3 - 5 м при сильних [4,12].

Матеріал пірокластичні хвиль Попільні облаков (ash cloud surges) агрегований, в відміну від приземних хвиль (ground surges), що пов'язано, ймовірно, з відмінностями в механізмі формування їх відкладень [12].

За гранулометричному складу наповнювачі відкладень хвиль Попільні хмар мають бімодальне розподіл фракцій - переважання частинок розміром 0,125 - 0,5 мм і менше 0,056 мм (див. рис.4) [12]. Зміст уламків в них досягає 20 - 25%. Переважна грубозерниста фракція заповнювачів відкладень збігається з такою пірокластичні потоків.

Особливою різновидом пірокластичні хвиль є відкладення, формування яких відбувається при виверженнях вулканів типу спрямованих вибухів. Вперше відкладення направленого вибуху   були детально описані на вулкані Безіменний після катастрофічного виверження 30 Березень 1956 Тоді ж, в результаті вивчення характеру і продуктів цього виверження, Г. С. Горшков ввів поняття "виверження типу спрямованого вибуху "[13]. Схожі відкладення, пов'язані зі спрямованим вибухом, були виділені на вулканах Мон-Пеле, Сент-Хеленс, Унзен та ін

Відкладення піску направленого вибуху (названі Г. С. Горшковим та Г. Ю. Богоявленської [14]). Після викиду вибухових або обвалення обвальних мас, які відкривають магматичну камеру вулкана, з'являється високотемпературна емульсія твердого матеріалу в суміші водяної пари і газу, яка через кілька секунд після виверження займає об'єм у кілька тисяч разів більший, ніж на початку (по А. Лакруа, [28]). Енергія таких "емульсій" не витрачається на підйом в еруптивної колонне й обвалення з неї, а цілком складається з "первинної" кінетичної. Потужні пірокластичні хвилі ураганом, стрімко, знищуючи все на своєму шляху, поширюються на 25 - 30 км від центру виверження.

Відкладення піску направленого вибуху не узгоджуються з топографією підстильного рельєфу -- їх потужність (до 2 м у кратера вулкана і до 1 - 2 см на відстані 30 км) приблизно однакова і в долинах і на вододілах. Залягають вони як на поверхні землі - на грунтово-пірокластичні чохлі, так і в розрізах - під відкладеннями агломерату спрямованого вибуху і пірокластичні потоку [4]. Відкладення піску направленого вибуху, як і утворення хвиль Попільні хмар, шаруватих.

За гранулометричному складу такі відкладення є вулканічний пісок з домішкою уламків порід до 10 - 20%. Переважають уламки діаметром 1 -- 2 см, але зустрічаються і розміром до 10 - 20 см.

Відкладення Попільні хмар пірокластичні потоків або попелу хмар потоків (ash cloud of pyroclastic flow або ash cloud of flow) або коігнімбрітових хмар (co-ignimbrite plumes) утворюються в процесі руху пірокластичні потоку по схилу вулкана і являють собою попелу, що відокремилися від заповнювача потоку в результаті конвективної гравітаційної диференціації пірокластичні маси [12]. Поки потік (або його порції) рухається, над ним клубочиться Попільні-паро-газова хмара, з якого згодом, через деякий час після зупинки пірокластичні потоку, відбувається відкладення "попелом хмар потоку ".

Не виділяючи ці відкладення в окремий тип, але підкреслюючи відмінності їх з утвореннями "пекучих хмар", Г. С. Горшков писав: "Хмари, піднімаються над розжареним лавинами, наскільки вони не ефектні, мають низьку температуру, не можуть нічого обпалити ... "І далі:" Хмара ..., що піднімається над розпеченим лавиною, генерується в лавині, піднімається вертикально вгору, не поширюючись в сторони, і не має руйнівної сили "[15, С. 60].

В відміну від тефри, що викидається з кратера вулкана на висоти 5 - 20 і більше кілометрів, Попільні хмари потоків, як правило, піднімаються над поверхнею на висоти лише перших кілометрів. При формуванні різних типів потоків їх Попільні хмари досягають різних висот. Так як пірокластичні потоки ювенільних пористих андезитів містять до 60 - 70% заповнювача, велике кількість ювенільного матеріалу і газу, їх Попільні хмари піднімаються на велику висоту і їх відкладення мають більший ареал розповсюдження, в порівнянні з Попільні хмарами Попільні-брилових пірокластичні потоків (навіть при однакових масштабах вивержень, які продукують різні потоки). Помічено також, що в момент найвищої підняття хмари над фронтом потоку, максимальна ширина хмари приблизно дорівнює його висоті від поверхні потоку, а ця величина, в свою чергу, у 8 - 10 разів перевищує ширину фронту пірокластичні потоку [12].

При невеликого вітру відкладення Попільні хмар мають у плані еліпсоподібної форму. Пірокластичні потік і його околиці вони перекривають шаром приблизно однакової потужності (див. рис.3), на видаленні цей шар поступово витончується. Межі поширення відкладів перебувають у 1,5 - 2 км від осі пірокластичні потоку (при ширині потоку в кілька сотень метрів) і трохи далі від його фронту. При сильному вітрі форма "еліпса" відкладень може бути змінена. У залежності від масштабу виверження, стратифікації атмосфери в момент виверження вулкана, а також сили вітру, Попільні хмари потоків можуть перемішуватись з нижніми шарами еруптивної хмари, а їхній матеріал може переноситися на далекі відстані. В цілому, поширення відкладень Попільні хмар пірокластичні потоків залежить від масштабу виверження, складу порід вулкана, типу пірокластичні потоку, стратифікації атмосфери, сили і напрямку вітру.

Критерії визначення генетичних типів пірокластичні відкладень

Всебічний аналіз особливостей типів пірокластичні утворень дозволив автору знайти ті їх характеристики, за допомогою яких діагностика генетичних типів пірокластичні відкладень полегшується і стає більш достовірною.

Найважливішими питаннями вивчення пірокластичні відкладень є: "Як же на практиці, безпосередньо в польових умовах, розрізняти типи пірокластичні відкладень? За допомогою яких характеристик уточнювати проведену діагностику? Які головні критерії, за якими визначення генетичних типів пірокластичні відкладень андезитового вулканів буде найбільш достовірним? "

В таблиці 1 показані основні характеристики генетичних типів пірокластичні утворень андезитового вулканів Камчатки.

Припустимо, що ми зупинилися перед незнайомим розрізом пірокластичні відкладень в 5-7 км від центру виверження. На таких відстанях від кратера вулкана проявляються майже всі генетичні типи пірокластікі катастрофічних і некатастрофічного його вивержень, а вплив екзогенних факторів невелика.

В розрізі відразу звертають на себе увагу великі "шари" потужністю до 3-5 м, в яких хаотично розподілені уламки різного розміру. Знизу і поверх цього великого "шару" лежать шари піщаного і алевропелітового матеріалу, кількість уламків порід у яких незначно.

Візуально виділений "великий шар", цілком ймовірно, буде відкладеннями пірокластичні потоку. Якісні характеристики потоків (великі потужності, високий вміст хаотично розподілених великих уламків і брил, розміри яких не перевищують перших метрів, погана сортування матеріалу і тощо) схожі лише з агломератом направленого вибуху (див. табл.1). Але якщо відкладення пірокластичні потоків мають світлі, в цілому рівномірні забарвлення уламків і заповнювача, то освіти агломерату - строкаті. Уламки в агломераті представляють собою породи зруйнованих вибухом куполів або споруди вулкана, довгі роки (періоди спокою між активізація вулканів можуть перевищувати тисячу років) піддавалися постмагматіческому перетворенню. Розмір уламків сягає 10 і більше метрів, а їх зміст у відкладеннях - до 80%.

Відкладення пірокластичні потоків завжди облямовується утвореннями пірокластичні хвиль, відкладеннями Попільні хмар пірокластичні потоків, але нерідко також і відкладеннями тефри. При катастрофічних виверженнях вулканів з пірокластичні потоками часто сусідять освіти піску спрямованого вибуху.

Піщані відклади з невеликим вмістом уламків розміром до 10 см, що лежать нижче і вище пірокластичні потоку, будуть, ймовірно, відповідати відкладів пірокластичні хвиль або піску направленого вибуху.

Відкладення приземної пірокластичні хвилі відрізняються від інших вищеназваних типів відкладень невеликою потужністю (часто раз на 10 меншою, ніж потужність вищерозміщеного пірокластичні потоку), гарною отсортірованностью матеріалу, неясновираженной шаруватість. Потужності відкладень хвилі Попільні хмари та піску вибуху порівнянні, для них характерна шаруватість, сортування матеріалу в кожному з шарів (див. табл.1).

Характерним відмінною ознакою відкладень приземної хвилі, що залягають в основі потоку, є їх поступовий перехід у відкладення потоку. У випадку залягання під потоком матеріалу хвиль Попільні хмар, які були віддиференціювати від перший порцій потоку, що мали меншу, ніж 5-7 км протяжність, кордон між цими відкладами буде чітко зафіксована тонким шаром попелу хмар потоків, відклалися на покрівлі шару хвилі Попільні хмари. Нагадаємо, що ми розглядаємо розріз пірокластичні відкладень в 5-7 км від кратера вулкана

Найбільш тонкозернистим, однорідними, добре відсортованими будуть відкладення Попільні хмар пірокластичні потоків (ash cloud of flows). Вони перекривають потік і його околиці шаром рівною потужності, а на відстані 1-5 км від бічних частин потоку поступово виклініваются. У напрямку вітру їх відкладення можуть поширюватися на десятки кілометрів.

Відкладення тефри охоплюють велику площу, чи попелом хмар потоків, так як еруптивні хмари, з яких відбувається сепарація частинок тефри, піднімаються вище, ніж Попільні хмари потоків, і поширення їх цілком підвладне вітрі.

Потужність відкладень тефри у кратера вулкана невелика (вона як би перекидається експлозіямі на деякий від нього видалення), що зазначено в роботах [11,18 і др.], на деякій відстані від вулкана - максимальна, потім протягом сотень кілометрів поступово зменшується і виклінівается. У кожній з точок вивчення відкладення тефри мають різний гранулометричний склад [19,20], але скрізь стратифікована, що обумовлено еолової гравітаційної диференціацією. Відкладення Попільні хмар пірокластичні потоків одного виверження скрізь (у ближній і дальній зонах вулкана) однорідні і однакові за гранулометричному складу, так як процес відкладення попелу - одноактний, що завершує кульмінаційну фазу виверження вулкана.

Отже, в польових умовах завдяки стратиграфічні і структурно-текстурованим особливостям відкладів можна чітко розрізняти освіти агломерату спрямованого вибуху і пірокластичні потоків, але відкладення Попільні хмар потоків можна сплутати з відкладеннями тефри, а відкладення різновидів пірокластичні хвиль - між собою і з піском направленого вибуху.        

            

Рис.5     

Для достовірної діагностики генетичних типів пірокластікі необхідно скористатися лабораторними методами вивчення відкладень, і, в першу чергу, розглянути гранулометричний склад цих утворень і їх заповнювачів. Відомо, що гранулометричний склад є найбільш інформативною кількісною характеристикою пірокластікі, а в деяких випадках - єдиною, з допомогою якої можна розрізняти генетичні типи пірокластичні відкладень. Зміст уламків, а також їх максимальний розмір в породах кожного з генетичних типів пірокластікі своєрідно і тому дозволяє, наприклад, розрізняти різновиди типів пірокластичні потоків (Попільні-брилових і "ювенільних") і пірокластичні хвиль (приземних і хвиль Попільні хмар) (див. табл.1). Кожен з генетичних типів пірокластікі володіє певним розподілом фракцій, і, отже, певною формою і місцем розташування на графіку кумулятивних кривих гранулометричного складу, а також і гранулометричного статистичними коефіцієнтами (медіаною, середнім розміром часток і т.д.), що відрізняють один тип від інших. Свого роду еталонним в цьому відношенні може слугувати рис.5, на якому показані узагальнені кумулятивні криві гранулометричного складу заповнювачів пірокластікі вулкана Безіменний вивержень 1984-1989 рр.. і 1956 р.

Заповнювачі потоків найбільш грубозернистий, тому їх криві займають нижнє положення на графіку (див. рис.5); на діаграмах, відображають розподіл різних фракцій заповнювача, видно, що частки великих розмірів переважають (див. рис.4). Кумулятивні криві гранулометричного складу заповнювачів агломерату направленого вибуху різко відрізняються від інших типів пірокластікі. У заповнювачів кожного з типів відкладів переважають або одна, або дві фракції, а у заповнювачів агломерату превалюють відразу чотири фракції приблизно однакового змісту (див. табл.1). Заповнювачі відкладень приземних пірокластичні хвиль мають одну, що перевершує інші, фракцію (таку ж, як і наповнювачі потоків), але зміст цієї фракції названих відкладень досягає 40-45%, а заповнювачів потоків-менше 25% (див. рис.4). Для відкладень хвиль Попільні облаков (ash cloud surge) характерні два переважаючі фракції: така само, як і у потоків і найменша (частки розміром менше 0.056 мм), вміст якої може досягати 35%. Переважна фракція відкладень Попільні хмар потоків - найменша (до 55-60%), частка кожної з інших не перевищує 15%, уламків немає. У заповнювачів піску направленого вибуху перевершує є один, але грубозерниста фракція (до 35%) (див. рис.4). Середні медіанний діаметри і середній розмір частинок наповнювачів пірокластичні потоків і агломерату направленого вибуху однакові, хоча у потоків великі варіації цих значень (див. табл.1). Коефіцієнти сортування наповнювачів відкладень показують гіршу отсортірованность матеріалу агломерату направленого вибуху. Гранулометричні характеристики заповнювачів відкладень пірокластичні хвиль великі за розміром, ніж заповнювачів потоків, і менші, ніж показники тефри далекого розносу і відкладень Попільні хмар потоків. Характеристики пісків направленого вибуху - Найвищі серед пірокластікі андезитового вулканів (див. табл.1), що є гарним відмітною ознакою цих відкладень від інших. З огляду на вищесказане, можна стверджувати, що гранулометричний склад заповнювачів пірокластичні відкладень (розподіл фракцій, нахил і місце розташування кумулятивних кривих складу на графіку, величини гранулометричних характеристик) може бути достовірним критерієм визначення типів пірокластікі.

Вивчення мікростроенія зразків непорушеного складання пірокластичні відкладень показало, що освіти тефри і хвиль Попільні хмар агрегований, а приземних - ні [12]. Крім цього, з'ясувалося, що агрегати тефри більші за розмірами, ніж агрегати хвиль Попільні хмар. Це ще один доказ факту, що відкладення тефри і хвиль Попільні хмар дійсно формуються з "пірокластичні хмар". Тефра сепарується з еруптивних хмар, а відкладення пірокластичні хвиль Попільні хмар - з "хвилі Попільні хмари "- проміжного" шару "між пірокластичні потоком і Попільні хмарами пірокластичні потоку, які утворюються в результаті конвективної гравітаційної диференціації пірокластичні маси при поваленні її на схил вулкана в кульмінаційні фази виверження. Таким чином, вивчення мікростроенія зразків пірокластичні відкладень може суттєво уточнювати діагностику їх генетичних типів.

Уточнюючий критерієм визначення генетичних типів пірокластікі може служити також речовий склад (хімічний і мінеральний) заповнювачів відкладень. Наприклад, якщо зміст ювенільного речовини в заповнювачі потоків може досягати 60-80%, то в заповнювачі агломерату вибуху воно дуже мало - від першого до 10-15% (див. табл.1). Найбільшим вмістом оксиду кремнію мають породи тефри далекого розносу, кілька меншим - попелу хмар потоків, складу інших типів відкладень (за винятком агломерату вибуху), в різній мірі схожий на склад уламків порід виверження вулкана [12]. Таким чином, за допомогою вивчення речовинного складу порід можна уточнювати діагностику деяких генетичних типів пірокластичні відкладень вулканів.

Зміст "важких" і "легких" мінералів (по щільності твердої фази) в заповнювачах типів пірокластікі по-різному. Це знаходить відображення в тому, що щільності твердої фази заповнювачів типів відкладень одного масштабу вивержень вулкана добре розрізняються, хоча в середньому, за винятком попелом хмар потоків, вони схожі (див. табл.1).

Щільність природного складання нещодавно сформувалася пірокластікі (залежно від масштабу виверження вулкану цей час вимірюється від декількох днів до декількох місяців) різна для кожного з її типів. Найменшою щільністю складання володіють відкладення Попільні хмар пірокластичні потоків (0,87-1,20 г/см3), найбільшою - освіти піску спрямованого вибуху (1,50-1,77 г/см3) (див. табл.1).

Пористість відкладень залежить, в основному, від їх гранулометричного складу і щільності складання в природному заляганні. Найбільшими показниками володіють відкладення Попільні хмар потоків, найменшими - породи Попільні-брилових пірокластичні потоків.

Таким чином, комплексні - якісні і кількісні - методи дослідження пірокластичні відкладень андезитового вулканів дозволяють з достатньою ступенем вірогідності проводити діагностику їх генетичних типів.

Основними критеріями визначення генетичних типів пірокластікі є: стратиграфічний (залягання, протяжність, потужність відкладів, кордону з нижче - й вищерозміщених), структурно-текстурний (шаруватістьь, кількість і розподіл уламків в заповнювачі відкладень).

Підтвердити і уточнити діагностику генетичних типів пірокластікі допоможуть критерії: гранулометричний склад заповнювачів відкладень (розподіл фракцій, нахил і місце розташування кумулятивних кривих складу на графіку, чисельні значення гранулометричних статистичних коефіцієнтів), хімічний і мінеральний склади порід (вміст кремнезему та інших елементів, ювенільного речовини), фізичні властивості відкладень (щільність твердої фази, щільність природного додавання, пористість).

Список літератури

Арамакі С. пірокластичні потоки і кальдери Японії// вулканізм острівних дуг. М.: Наука. 1977. С. 164-172.

Асатур М.Л., Будико М.І., Винников К.Я. та ін Вулкани, стратосферний аерозоль і клімат Землі// Ленінград: Гидрометеоиздат, 1986. 256 с.

Башарин Л.А. Водні витяжки попелу і гази Попільні хмари вулкана Безіменного// Бюлл. вулканол.ст. 1958. N 27. C. 38-42.

Богоявленська Г.Е., Брайцева О.А. Про генетичної класифікації пірокластичні відкладень і типах відкладів виверження вулкана Безіменний 1955-1956 рр..// Вулканологія і сейсмологія. 1988. N 3. С. 39-55.

Брайцева О.А., Кирьянов В.Ю. Про Минулого активності вулкана Безіменний за даними тефрохронологіческіх досліджень// Вулканологія і сейсмологія. 1982. N 6. С. 44-55.

Брайцева О.А., Мелекесцев І.В., Богоявленська Г.Є. та ін Вулкан Безіменний: історія формування і динаміка активності// Вулканологія і сейсмологія. 1990. N 2. С. 3-22.

Брайцева О.А., Мелекесцев І.В., Пономарьова В.В. Вікове розчленовування голоценових утворень Толбачінского долу// Геологічні і геофізичні дані про Великі тріщини Толбачінском виверженні 1975-1976 рр.. М.: Наука, 1978. С. 64-72.

Брайцева О.А., Мелекесцев І.В., Флеров Г.Б. та ін голоценових вулканізм Толбачінской регіональної зони шлакових конусів// великі тріщини Толбачінское виверження. Камчатка. 1975-76 рр.. М.: Наука, 1984. С. 177-209.

Будико М.І., Голіцин Г.С., Ізраель Ю.А. Глобальні кліматичні катастрофи. М.: Гидрометеоиздат, 1986. 160 с.

Гирина О.А. Пірокластичні освіти вулкана Безіменний вивержень 1984-1989 рр.. // Вулканологія і сейсмологія. 1993. N 4. C. 88-97.

Гирина О.А. Пірокластичні відкладення виверження вулкана Безіменний в жовтні 1984 // Вулканологія і сейсмологія. 1990. N 3. С. 82-91.

Гирина О.А. Пірокластичні відкладення сучасних андезитового вивержень вулканів Камчатки та їх інженерно-геологічні особливості// Владивосток: Дальнаука, 1998. 174 с.

Горшков Г.С. Виверження сопки Безіменній// Бюлл. вулканол. ст. 1957. N 26. С. 19-72.

Горшков Г.С., Богоявленська Г.Є. Вулкан Безіменний та особливості його останнього виверження 1955-1963 рр.. М.: Наука, 1965. 172 с.

Горшков Г.С. До питання про класифікацію деяких типів вибухових вивержень// Проблеми вулканізму. Єреван: Изд-во АН АрССР, 1959. С. 55-60.

Горшков Г.С. Спрямовані вулканічні вибухи// Геологія та геофізика. 1963. N 12. С. 140-143.

Гущенко І.І. Реконструкція пірокластичні ареальні відкладень (тефри)// Вулканологія і сейсмологія. 1986. N 4. С. 17-33.

Дубик Ю.М., Меняйлов І.А. Новий етап еруптивної діяльності вулкана безіменні